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CARACTERIZACIÓN PETROLÓGICA Y GEOQUÍMICA DE LA UNIDAD
ORTONEIS, MACIZO DE SANTANDER, COLOMBIA
CAROLINA JIMÉNEZ TRIANA
Universidad Nacional de Colombia
Facultad de Ciencias, Departamento de Geociencias
Bogotá, Colombia
2016
Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis,
Macizo de Santander, Colombia
Carolina Jiménez Triana
Tesis de investigación presentada como requisito parcial para optar al título de.
Magíster En Ciencias - Geología
Director.
Geólogo PhD. Carlos Augusto Zuluaga Castrillón
Codirector.
Geólogo PhD. Carlos Alberto García Ramírez
Línea de Investigación.
Petrología y Geoquímica
Universidad Nacional de Colombia
Facultad de Ciencias, Departamento de Geociencias
Bogotá, Colombia
2016
Agradecimientos
A mi mami gracias por todo, por enseñarme el valor del esfuerzo y ayudarme a ser más
trabajadora y dedicada. Gracias desde el fondo de mi corazón a mi maravilloso consejero
Jorge, por enseñarme a no rendirme ante nada, además de apoyarme y motivarme en esta
etapa de mi vida.
A mi tutor Carlos Augusto Zuluaga Castrillón, director de esta investigación, por haber
depositado toda su confianza en mí, en el proyecto y por su extraordinario apoyo y
paciencia.
A Carlos García, Geólogo, profesor de la UIS, por su colaboración y tutoría en el proyecto.
El grupo de investigación de COLCIENCIAS “Estructura y evolución geológica del
basamento cristalino del Macizo de Santander, Cordillera Oriental (Colombia)”, sin este
apoyo el proyecto no hubiera sido desarrollado.
Al Servicio Geológico Colombiano SGC, por su valiosa colaboración en la elaboración de
los análisis de Geocronología, especialmente a Cindy Urueña y Sergio Amaya F.
A mis profesores que participaron en mi formación durante la maestría, especialmente al
Profesor Juan Carlos Molano M.
Al Profesor Oscar Mauricio Castellanos por compartir sus conocimientos y amistad en el
desarrollo de este proyecto. Muchas gracias.
A mis amigos, compañeros de estudio, viajes, cursos y trabajos, Juliana, Rubén,
Leonardo, Nicolás, Juan David y Diego cuyas mentes prodigiosas, ayudas, consejos y
simpatía enriquecieron este trabajo e hicieron que fuera más entretenido.
Resumen y Abstract IX
Resumen
Estudios de campo, petrográficos y geoquímicos indican que el Ortoneis de Berlín consiste
en una variación composicional que va de monzogranito a monzodiorita. Las relaciones
de campo y estudios geoquímicos demuestran que todas estas rocas están relacionadas
con un magma que se sometió a cristalización fraccionada. El cuerpo ortoneisico tiene
naturaleza calcoalcalina, peraluminosa y se clasifica como granitoide de tipo S, las
anomalías negativas de Nb y Ti junto con anomalías positivas de Rb, Ba, K, y Pb en los
diagramas spider indican un ambiente de subducción.
En cuanto a la configuración geodinámica, este cuerpo se formó en un ambiente tectónico
de emplazamiento de tipo transicional de arco volcánico, en un evento que ocurrió desde
el cámbrico hasta el silúrico (540-420 Ma), asociado a la orogenia famatiniana.
Palabras clave. Macizo de Santander, Ortoneis, Petrografía, Geoquímica,
Geodinámica, Metamorfismo.
Abstract
Field investigations, petrographic and geochemical data indicate that Berlin Orthogneiss
has a compositional variation ranging from monzogranite to monzodiorita. Field relations
and geochemical studies show that these rocks are associated with a magma subjected to
fractional crystallization. The Orthogneiss has a trend calco-alkaline, peraluminous and is
classified as type S granitoid. Negative anomalies of Nb and Ti with positive anomalies of
Rb, Ba, K, and Pb in the spider diagrams indicate an subduction environment. As for the
geodynamic setting, this body was formed in a tectonic emplacement of transitional type of
volcanic arc, in an event occurred from Cambrian to Silurian (540-420 Ma), associated
with the Famatinian orogeny.
Keywords. Santander massif, Orthogneiss, Petrography, Geochemistry,
Geodynamic, Metamorphism.
Contenido XI
Contenido
Pág.
1. Generalidades ............................................................................................................ 6 1.1 Localización .......................................................................................................... 6 1.2 Marco geológico regional ...................................................................................... 6 1.3 Objetivos ............................................................................................................. 12
1.3.1 Objetivo General ............................................................................................. 12 1.3.2 Objetivos Específicos ...................................................................................... 12
1.4 Metodología ........................................................................................................ 12 1.4.1 Fase preliminar ............................................................................................... 12 1.4.2 Fase de campo ............................................................................................... 12 1.4.3 Fase de laboratorio y análisis de datos ........................................................... 13
2. Descripción petrográfica ......................................................................................... 20 2.1 Meta-Monzogranito ............................................................................................. 21
2.1.1 Meta - Monzogranito con magnetita ................................................................ 23 2.1.2 Neis flaser ....................................................................................................... 25 2.1.3 Neis cuarzo feldespático con granate y biotita ................................................ 27
2.2 Meta-Granodiorita ............................................................................................... 29 2.3 Meta-Tonalita ...................................................................................................... 31 2.4 Meta-Monzodiorita .............................................................................................. 32
3. Química mineral ....................................................................................................... 34 3.1 Plagioclasa ......................................................................................................... 34 3.2 Biotita .................................................................................................................. 36 3.3 Anfíbol ................................................................................................................. 40 3.4 Piroxeno .............................................................................................................. 42 3.5 Granate ............................................................................................................... 44 3.6 Óxidos de hierro ................................................................................................. 46 3.7 Geotermobarometría .......................................................................................... 47
3.7.1 Anfíbol – Plagioclasa ....................................................................................... 48 3.7.2 Granate – Biotita ............................................................................................. 50 3.7.3 Granate - Cordierita - Silimanita - Cuarzo ....................................................... 51
3.8 Seudosecciones ................................................................................................. 51
4. Geoquímica de roca total ........................................................................................ 55 4.1 Muestras y técnicas analíticas ............................................................................ 55 4.2 Elementos mayores ............................................................................................ 56 4.3 Elementos menores y trazas .............................................................................. 59
XII Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
5. Geocronología U-Pb ................................................................................................ 66 5.1 Diagramas .......................................................................................................... 67
5.1.1 14SACZ18 ....................................................................................................... 67 5.1.2 14SACZ21A .................................................................................................... 67 5.1.3 14SACZ21B .................................................................................................... 68 5.1.4 14SACZ22 ....................................................................................................... 69 5.1.5 12EPD43-01 .................................................................................................... 70
6. Discusión y Conclusiones ...................................................................................... 73
7. Conclusiones ........................................................................................................... 78
Lista de Figuras
Pág.
Figura 1-1. Localización del área de estudio en el Macizo de Santander ............... 10
Figura 1-2. Compilación de datos geocronológicos en las principales unidades del
basamento del Macizo de Santander realizada por (Van der lelij, 2013). ......................... 11
Figura 1-3. Equipo de CL, acoplado a un microscopio óptico - Laboratorio de
caracterización mineral – Depto. de Geociencias, UNAL – Bogotá y Superprobe JEOL JXA-
8230 - Laboratorio de caracterización mineral – Depto. de Geociencias, UNAL – Bogotá
.......................................................................................................................................... 15
Figura 1-4. Espectrómetro de masas y equipo de ablación láser. SGC - Grupo de
Investigaciones y Aplicaciones Nucleares y Geocronológicas. ........................................ 19
Figura 2-1. Muestra 14SACZ21A .................................................................................. 22
Figura 2-2. 15SACZ75. Vista panorámica de la zona de estudio ................................. 24
Figura 2-3. Cristales de plagioclasa con un sobrecrecimiento albitico en una matriz de
feldespato potásico relleno de pertitas tipo strings. .......................................................... 24
Figura 2-4. Vista de la Quebrada La Isidora, Afloramiento del Ortoneis al pie de la
Quebrada La Isidora ......................................................................................................... 25
Figura 2-5. Muestra 15SACZ73. Imagen de Cl y nicoles cruzados.Cristales de cuarzo
rodeados por cintas de biotita. .......................................................................................... 26
Figura 2-6. Vista del Río Caraba y afloramiento del Ortoneis al pie de la vía que sale
desde el municipio de Silos a la vereda Las Tapias ......................................................... 28
Figura 2-7 Muestra 12-EPD-110IIIB-35-01 Cristal subhedral de granate. ................ 28
Figura 2-8 Muestra 12-ABO-8. Imágenes en CL. (izq)Cristales de granate y sillimanita
fibrolítica formando plagioclasa. (Der) Cristal de crisoberilo con granate y sillimanita. .... 28
Figura 2-9. Muestra 15SACZ63. Cristal de feldespato potásico, textura poiquilítica con
cristales de granate, biotia y cuarzo. ................................................................................. 29
2 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Figura 2-10. Muestra 15SACZ60. Cristales de cuarzo, biotita, plagioclasa y anfíbol. (Izq)
Se observa sombras de presión en el cristal de cuarzo. .................................................. 29
Figura 2-11. Muestra 16SACZ31. Macla deformada en plagioclasa(Izq). .................... 30
Figura 2-12. Muestra 12EPD38-01. Imagen de CL. Y Nicoles cruzados. ..................... 31
Figura 2-13. Muestra 16SACZ31. .................................................................................... 32
Figura 2-14. Muestra 16SACZ17 ................................................................................ 33
Figura 3-1. Diagrama ternario de feldespatos ........................................................... 35
Figura 3-2. Mapas de rayos X en plagioclasa y feldespato alcalino. ...................... 35
Figura 3-3 Imagen de BSE - 15SACZ57 ....................................................................... 37
Figura 3-4. Cuadrilátero ASPE de discriminación de biotitas. Speer, 1984............ 38
Figura 3-5. Diagrama de Al total vs Mg modificado de (Nachit, et al., 1985) ........... 38
Figura 3-6. Composición de las biotitas expresadas en los diagramas de discriminación
de (Abdel-Rahman, 1994). Campos A: alcalino, C: calcoalcalino, y P: peraluminoso ...... 39
Figura 3-7. Imagen de BSE, muestra 15SACZ60. ........................................................ 41
Figura 3-8. Diagramas de clasificación de anfíboles (Leake et al. 1997). .............. 41
Figura 3-9. Clasificación de (Morimoto, et al., 1988) .................................................. 43
Figura 3-10. Diagrama Enstantita - Wollastonita – Ferrosilita ....................................... 43
Figura 3-11. 15SACZ63-2.Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional ... 44
Figura 3-12. 15SACZ64 .Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional
.......................................................................................................................................... 45
Figura 3-13. 12-EPD-35-01.Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional 45
Figura 3-14. 12ABO8 .Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional .. 46
Figura 3-15. Muestra 15SACZ75, Mapa composicional de un cristal de magnetita. .... 47
Figura 3-16. Seudosección de la muestra 12ABO8. ..................................................... 52
Figura 3-17. Mapa composicional de las sección delgada 12ABO8 ................................ 53
Figura 3-18. Imagen de CL, sección delgada 12ABO8. Se observa el granate con las colas
de sillimanita formandose a partir de la plagioclasa (Verde). ........................................... 54
Figura 4-1. Diagrama de (Miyashiro, 1978) para discriminación de rocas que sufrieron
modificaciones químicas por procesos pos-magmáticos. ................................................. 55
Figura 4-2. Diagrama QAPF ......................................................................................... 56
Figura 4-3. Localización de las muestras de la zona de estudio en el diagrama SiO2 vs
Na2O + K2O y AFM (Irvine & Baragar, 1971), que exhibe el carácter sub-alcalino de las
rocas analizadas. .............................................................................................................. 57
Figura 4-4. Diagramas de caracterización geoquímica. (a) Diagrama de álcalis de
Chappell y White (1974); (b) SiO2 vs K2O (Frost, et al., 2001) (c) SiO2 vs (Na2O + K2O) -
CaO (d )ASI vs A / NK (Shand, 1943) ............................................................................... 58
Figura 4-5. Diagramas tipo Harker .............................................................................. 59
Figura 4-6. Localización de las muestras en el diagrama de discriminación tectónica de
(Pearce, et al., 1984). ........................................................................................................ 60
Figura 4-7. Diagrama Spider normalizado al manto primitivo. (McDonough & Sun, 1995)
.......................................................................................................................................... 62
Figura 4-8. Diagrama spider de REE normalizado a condrito. Nakamura 1974. .... 63
Figura 4-9. Müller 1992. ................................................................................................... 64
Figura 4-10. Diagrama R1-R2. (Batchelor & Bowden, 1985) ........................................ 64
Figura 5-1. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra
14SACZ18 y edades U-Pb de la muestra. ........................................................................ 67
Figura 5-2. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra
14SACZ21A. ..................................................................................................................... 68
Figura 5-3. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra
14SACZ21B. ..................................................................................................................... 69
Figura 5-4. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra
14SACZ22. ........................................................................................................................ 69
Figura 5-5. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra 12EPD-
43-01. ................................................................................................................................ 70
Figura 5-6. Mapa de localización de algunas edades del Ortoneis en el Macizo de
Santander junto con edades reportadas en este estudio .................................................. 71
Lista de tablas
Pág. Tabla 1-1. Recopilación de datos geocronológicos ........................................................ 10
Tabla 3-1. Fases analizadas ........................................................................................... 34
Tabla 3-3. Asociaciones minerales utilizadas en el análisis de geotermobarometría ..... 47
Tabla 3-4. Resumen de los datos termobarométricos .................................................... 48
2 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Lista de Símbolos y abreviaturas
Abreviaturas de los minerales formadores de roca
Tomado de (Whitney & Evans, 2010).
Symbol
Ymbol
Mineral Name IMA status* Symbol Mineral IMA status* Symbol Mineral Name IMA status* Symbol Mineral Name IMA status* Symbol Mineral Name IMA status*
Acm acmite D Chu clinohumite G Gk geikielite G Mgs magnesite A Rsm rossmanite A
Act actinolite A Cpt clinoptilolite A Gbs gibbsite A Mag magnetite G Rt rutile G
Adl adularia I Cpx clinopyroxene GROUP Gis gismondine A Maj majorite A Sdg sadanagaite Rd
Aeg aegirine A Czo clinozoisite G Glt glauconite GROUP Mlc malachite G Sa sanidine G
Ak åkermanite G Cln clintonite A Gln glaucophane Rd Mng manganosite G Sap saponite G
Ab albite G Coe coesite A Gme gmelinite A Mrc marcasite G Spr sapphirine G
Afs alkali feldspar GROUP Coh cohenite G Gth goethite A Mrg margarite A Scp scapolite GROUP
Aln allanite A Crd cordierite G Gdd grandidierite G Mar marialite G Sch scheelite G
Alm almandine G Crr corrensite G Gr graphite G Mei meionite G Srl schorl G
Als aluminosilicate Crn corundum G Gre greenalite G Mll melilite GROUP Scb schreibersite G
(Al2SiO5 (polymorphs) GROUP Cv covellite G Grs grossular A Mw merwinite G Sep sepiolite G
Alu alunite Rd Crs cristobalite G Gru grunerite Rd Mes mesolite A Ser sericite D
Amk amakinite Rd Crt crossite D Gp gypsum G Mc microcline G Srp serpentine GROUP
Ame amesite G Crl cryolite G Hl halite G Mlr millerite G Sd siderite G
Amp amphibole GROUP Cbn cubanite G Hrm harmotome A Mns minnesotaite G Sil sillimanite G
Anl analcime (analcite) A Cum cummingtonite Rd Hst hastingsite Rd Mog moganite A Sme smectite GROUP
Ant anatase A Cpr cuprite G Hsm hausmannite G Mol molybdenite G Sdl sodalite G
And andalusite G Csp cuspidine G Hyn haüyne G Mnz monazite A Sps spessartine A
Adr andradite G Dph daphnite not listed Hzl heazlewoodite G Mtc monticellite G Sp sphalerite A
Ang anglesite G Dat datolite G Hd hedenbergite A Mnt montmorillonite
G Spn sphene (titanite)
D
Anh anhydrite G Dbr daubreelite G Hem hematite A Mor mordenite A Spl spinel G
Ank ankerite G Dee deerite A Hc hercynite G Mul mullite G Spd spodumene A
Ann annite A Dia diamond G Hul heulandite A Ms muscovite A Spu spurrite G
An anorthite G Dsp diaspore G Hbn hibonite G Ntr natrolite A St staurolite G
Ano anorthoclase I Dck dickite G Hbs hibschite Rn Nph nepheline G Stv stevensite Q
Ath anthophyllite Rd Dg digenite A Hgb högbomite D Nrb norbergite G Stb stilbite A
Atg antigorite Rn Di diopside A Hol hollandite G Nsn nosean G Stp stilpnomelane A
Ap apatite GROUP Dpt dioptase G Hlm holmquistite Rd Nyb nyböite Rd Sti stishovite A
Apo apophyllite GROUP Dol dolomite G Hbl hornblende GROUP Ol olivine GROUP Str strontianite G
Arg aragonite G Drv dravite G Hw howieite A Omp omphacite A Sud sudoite Rd
Arf arfvedsonite A Dum dumortierite G Hu humite G Opl opal G Syl sylvite G
Arm armalcolite Rd Eas eastonite Rd Hgr hydrogrossular GROUP Opq opaque mineral
informal Tae taenite (γ-Fe, Ni)
G
Apy arsenopyrite A Ec ecandrewsite A Hyp hypersthene D Orp orpiment G Tlc talc G
Aug augite A Eck eckermannite A Ilt illite GROUP Oam orthoamphibole
GROUP Trm taramite Rd
Awr awaruite G Ed edenite A Ilm ilmenite G Or orthoclase A Tnt tennantite G
Ax axinite GROUP Elb elbaite G Ilv ilvaite G Oen orthoenstatite
D Tnr tenorite A
Bab babingtonite G Ell ellenbergerite A Jd jadeite A Opx orthopyroxene
GROUP Tep tephroite G
Bdy baddeleyite G Eng enargite G Jrs jarosite Rd Osm osumilite G Ttr tetrahedrite A
Brt barite (baryte) A En enstatite (ortho-) A Jim jimthompsonite A Plg palygorskite G Thm thomsonite A
Brs barroisite Rd Ep epidote GROUP Jhn johannsenite A Pg paragonite A Thr thorite G
Bei beidellite G Eri erionite A Krs kaersutite Rd Prg pargasite Rd Tly tilleyite G
Brl beryl G Esk eskolaite G Kls kalsilite G Pct pectolite G Ttn titanite (sphene)
A
Bt biotite GROUP Ess esseneite A Kam kamacite (α-FeNi) D Pn pentlandite G Tpz topaz G
Bxb bixbyite G Eud eudialite A Kln kaolinite A Per periclase G Tur tourmaline GROUP
Bhm böhmitec(boehmite) G Fas fassaite D Ktp katophorite Rd Prv perovskite G Tr tremolite Rd
Bn bornite A Fa fayalite G Kfs K-feldspar informal Ptl petalite G Trd tridymite G
Brk brookite G Fsp feldspar GROUP Khl K-hollandite H PhA phase A not listed Tro troilite G
Brc brucite G Fac ferro-actinolite Rd Kir kirschsteinite G Ph phengite G Ts tschermakite Rd
Bst bustamite G Fath ferro-anthophyllite Rd Krn kornerupine G Php phillipsite A Usp ulvöspinel G
Cal calcite G Fbrs ferrobarroisite A Kos kosmochlor A Phl phlogopite A Urn uraninite G
Ccn cancrinite G Fcar ferrocarpholite A Kut kutnohorite (kutnahorite)
G Pmt piemontite A Uv uvarovite A
Cnl cannilloite H Fcel ferroceladonite A Ky kyanite A Pgt pigeonite A Vtr vaterite A
Cb carbonate mineral GROUP Fec ferro-eckermannite Rd Lrn larnite G Pl plagioclase GROUP Vrm vermiculite G
Car carpholite G Fed ferro-edenite Rd Lmt laumontite A Prh prehnite G Ves vesuvianite A
Cst cassiterite G Fgd ferrogedrite Rd Lws lawsonite G Prm prismatine Rd Wds wadsleyite A
Cel celadonite A Fgl ferroglaucophane Rd Lzl lazulite A Psb pseudobrookite
Rd Wag wagnerite Rd
Clt celestine A Fkrs ferrokaersutite A Lzr lazurite G Pmp pumpellyite-(Al)
A Wrk wairakite A
Cls celsian G Fny ferronyboite H Lpd lepidolite GROUP Py pyrite G Wav wavellite A
Cer cerussite G Fprg ferropargasite Rd Lct leucite G Pcl pyrochlore A Wht whitlockite G
Cbz chabazite A Frct ferrorichterite A Lm limonite not listed Prp pyrope G Wlm willmenite G
Cct chalcocite G Fs ferrosilite Rn Liq liquid Pph pyrophanite G Wnc winchite Rd
Ccp chalcopyrite G Fts ferrotschermakite Rd Lz lizardite G Prl pyrophyllite G Wth witherite G
Chm chamosite G Fwn ferrowinchite Rd Lo löllingite (loellingite) G Pxf pyroxferroite A Wo wollastonite A
Chs chesterite A Fi fibrolite (fibrous sillimanite)
informal Mgh maghemite G Pxm pyroxmangite G Wur wurtzite G
Chl chlorite GROUP Fl fluorite G Marf magnesio-arfvedsonite
Rd Po pyrrhotite G Wus wüstite G
Cld chloritoid G Fo forsterite G Mcar magnesiocarpholite A Qnd qandilite A Xtm xenotime A
Chn chondrodite G Fos foshagite G Mfr magnesioferrite G Qz quartz A Xon xonotlite G
Chr chromite G Frk franklinite G Mhs magnesiohastingsite Rd Rnk rankinite G Yug yugawaralite A
Ccl chrysocolla A Ful fullerite N Mhb magnesiohornblende Rd Rlg realgar G Zeo zeolite GROUP
Ctl chrysotile Rd Ghn gahnite G Mkt magnesiokatophorite
Rd Rds rhodochrosite
A Znw zinnwaldite GROUP
Cin cinnabar G Glx galaxite G Mrbk magnesioriebeckite Rd Rdn rhodonite A Zrn zircon G
Cam clinoamphibole GROUP Gn galena G Msdg magnesiosadanagite Rd Rct richterite A Zo zoisite G
Clc clinochlore G Grt garnet GROUP Mst magnesiostaurolite A Rbk riebeckite Rd
Cen clinoenstatite A Ged gedrite Rd Mtm magnesiotaramite Rn Rwd ringwoodite A
Cfs clinoferrosilite A Gh gehlenite G Mws magnesiowustite not listed Rdr roedderite A
* International Mineralogical Association (IMA) abbreviations: A = Approved; D = Discredited; G = Grandfathered (generally
regarded as valid mineral name); GROUP = Name designates a group of mineral species; H = hypothetical (e.g., synthetic); I
= intermediate in a solid-solution series; Q = questionable; Rd = Redefinition approved by IMA Commission on New Minerals,
Nomenclature and Classification (CNMNC); Rn = Renamed with approval of the CNMNC.
4 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Introducción
La Unidad Ortoneis perteneciente al basamento metamórfico del Macizo de Santander es
un cuerpo metamórfico de origen ígneo, con estructura néisica, aspecto masivo y de
composición félsica a intermedia, (Ward, et al., 1973), la unidad posee características
mineralógicas y geoquímicas que permiten una mayor diferenciación que es el principal
objetivo de este proyecto.
En este trabajo se estudia uno de los cuerpos más grandes de esta unida que aflora en la
parte más alta del macizo en el Páramo de Berlín, este cuerpo se nombrará aquí como
“Ortoneis de Berlín” por localizarse la mejor exposición de la Unidad en los alrededores del
corregimiento de Berlín.
Se piensa que la unidad Ortoneis tiene una relación de tipo intrusivo con rocas de la
Formación Silgara y que fueron metamorfoseadas simultáneamente. Se ignora si el
emplazamiento ocurrió casi contemporáneamente con el metamorfismo o mucho más
temprano. En la suposición de que el plutonismo y el metamorfismo regional son procesos
correlacionados, se presume que el Ortoneis es sintectónico o casi contemporáneo con el
metamorfismo regional de la Formación silgara; sin embargo existen partes del Ortoneis
que se encuentran íntimamente relacionadas a las faces migmatíticas del Neis de
Bucaramanga que es de edad Precámbrica, poniendo en duda esta presunción. De otro
modo, no se descarta la posibilidad que el Ortoneis haya sido emplazado después del
metamorfismo de la Formación Silgara y antes de la depositación de la Formación Floresta,
por lo tanto se puede pensar que algunas rocas cartografiadas como Ortoneis pueden ser
en algunos sitios intrusivas más jóvenes cizalladas (Ward, et al., 1973).
Con base en observaciones de campo, esta unidad puede abarcar edades
del Proterozoico superior al Paleozoico inferior (Ward, et al., 1973)
se conocen algunos registros radiométricos que han arrojado edades mínimas; por
ejemplo, la datación Rb/Sr en roca total de un ortoneis (Granito néisico) en el Río Caraba
ubicado en la zona de estudio dio una edad de 450 ± 80 Ma., y la datación K/Ar en
hornblenda de una metadiorita al occidente de Ocaña (Plancha76, Ocaña) determinó una
Generalidades 5
edad de 413 ± 30 Ma (Goldsmith, et al., 1971), y (iii) 472 ± 3.4 Ma (U/Pb por ablación laser
en circones) para una Granodiorita del Ortoneis (Van der lelij, 2013) .
Teniendo en cuenta que la unidad Ortoneis posee escasa información, se encuentra
necesario enlazar y contrastar datos geoquímicos, texturales, mineralógicos y
termobarométricos para determinar cómo fue la evolución de la Unidad con respecto al
Macizo de Santander.
6 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
1. Generalidades
1.1 Localización
La zona de estudio se encuentra en la región nororiental de Colombia, en la parte centro
oriental del Macizo de Santander entre los municipios de Vetas y Tona al norte del
corregimiento de Berlín, Departamento de Santander y el municipio de Mutiscua y Silos en
el Departamento de Norte de Santander, sitio donde mejor aflora la unidad. Las planchas
topográficas a escala 1.25.000 del IGAC corresponden a. 110-III-A, 110-III-B, 110-III-C y
110-III-D (Figura 1-1 ). El área de investigación se encuentra entre los 2.200 y 4.100
m.s.n.m. y las temperaturas varían de 0 a 15°C, pertenece a la cuenca del Río Chitagá,
subcuenca del Río Caraba que cuenta con seis Microcuencas. Río Jordán, Quebrada
Cuesta Boba, Río Mataperros, Río Caraba medio, Río Caraba Bajo, y Río La Plata, con
oferta de agua de 253 millones de metros cúbicos al año,(Restrepo et al. 2008). Los
ecosistemas del área de estudio son Páramo seco, Páramo Húmedo y Bosque Alto andino.
En cobertura y uso actual de tierras tiene 5.509 hectáreas en cultivos, especialmente de
cebolla y papa.
1.2 Marco geológico regional
El Macizo de Santander es la continuación más norte de la cordillera oriental y forma el
margen suroccidental del bloque tectónico de Maracaibo, su límite oriental está definido
por cabalgamientos del Cenozoico tardío que lo separan de los Andes de Mérida y el
margen occidental está claramente definido por la Falla Bucaramanga a lo largo de una
tendencia NNW, no obstante unidades basales similares se pueden encontrar más al sur
a ambos lados de esta Falla en la región del macizo de Floresta.
La unidad más antigua expuesta en el Macizo es el Neis de Bucaramanga, que aflora
extensamente por toda la cordillera. El Neis de Bucaramanga consiste en una secuencia
Generalidades 7
formada principalmente por neises cuarzo feldespáticos biotíticos y sillimaníticos con
niveles de neises hornbléndicos, cuarcitas y anfibolitas (Urueña-Suarez, C. & Zuluaga, C.,
2011). (Ward, et al., 1973) definió el Neis de Bucaramanga como una secuencia
estratificada de rocas metasedimentarias de alto grado metamórfico que consisten
principalmente de paragneis pelítico, semi-pelítico y arenáceo; esquisto y cantidades
subordinadas de neis calcáreo, mármol, neis hornbléndico y anfibolita.
El Neis de Bucaramanga también incluye zonas de migmatitas de dos tipos, una en la cual
el paragneis está mezclado con rocas graníticas néisicas y otra, donde ambos están
cortados por muchas masas pequeñas de granito no foliado de edad mucho más joven.
Las migmatitas consisten de melanosomas con anfíboles, mesosomas con anfíboles,
biotita, silimanita, muscovita, feldespatos y cuarzo y leucosomas sin presencia de residuos
restíticos.
Por medio de evidencias de campo, petrografía y geoquímica, (Amaya. F, 2012) sugiere
que la intrusión de magmas y la fusión parcial de rocas metasedimentarias influyeron como
los principales procesos que generaron las migmatitas, con un grado de metamorfismo en
facies anfibolita superior (presiones medias y altas temperaturas) relacionado con
procesos orogénicos caracterizados por trayectorias de P-T en sentido horario en el cual
el pico de presión precedió el pico de la temperatura (Amaya. F, 2012).
(Ward, et al., 1973) definen la Formación Silgará principalmente como una secuencia de
rocas clásticas metamorfoseadas típicamente delgadas y cíclicamente estratificadas que
consta de pizarras, filitas, meta-limolitas, metaareniscas impuras, meta-wacas y meta–
wacas guijarrosas con menos cantidades de pizarra y lodolita calcárea. La Formación toma
el nombre de la quebrada Silgará, en la parte noreste del Cuadrángulo H-12, al sur del rio
Cachiri, donde gran parte de la formación está bien expuesta a lo largo de una faja de 15
km de ancho.
Se infiere que esta unidad cubre el Neis de Bucaramanga y está cubierto en varios lugares
por rocas sedimentarias del Devónico Medio con metamorfismo de bajo grado (Ward, et
al., 1973); (Boinet, T; Bourgois, J; Bellon, H; Toussaint, J, 1985), lo que sugiere que el
metamorfismo se produjo antes del Devónico medio. Los contactos con el Neis de
Bucaramanga son difíciles de identificar y frecuentemente siguen isógradas (Ward, et al.,
1973).
8 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
(Mantilla, et al., 2016) proponen la división de la Formación Silgará en tres unidades.
Esquistos del Silgará, Esquistos del Chicamocha y Filitas de San Pedro, con base en las
edades U-Pb en circones detríticos, las diferencias litológicas de cada unidad y asociando
el pico de metamorfismo de las unidades Esquistos del Silgará y Chicamocha, con el
evento orogénico principal Famatiniano (localmente referido como Quetame-
Caparonensis, de edad Ordovícico temprano) y el pico de metamorfismo de la unidad
Filitas de San Pedro con el evento orogénico menor Famatiniano (de edad Silúrico).
Cerca de Berlín, la Formación Silgará posee condiciones texturales y metamórficas
similares al Neis de Bucaramanga, con picos de temperaturas de 630-704 °C a presiones
de 5 a 9,5 kbar (García, et al., 2005); (Castellanos, et al., 2008), no obstante la Formación
Esquistos de Silgará y el Neis de Bucaramanga ambos son intruidos por el Ortoneis de
Berlín.
El Ortoneis es un neis cuarzo feldespático que varía en composición desde granito a
tonalita, se encuentra distribuido en las rocas metamórficas de alto y medio grado
formando el núcleo del macizo (Ward, et al., 1973). Estas rocas son en general masivas,
contienen tabiques de rocas metasedimentarias foliadas y cortinas delgadas de neis
hornbléndico y anfibolita, algunas de las cuales parecen diques metamorfoseadas.
El Ortoneis al norte del corregimiento de Berlín presenta la mejor expresión de la unidad,
sin embargo no se encuentra bien diferenciado ni textural ni composicionalmente, el
aspecto masivo de estas rocas, la falta general de estratificación excepto a gran escala, la
presencia de inclusiones endógenas en algunas y el hecho de que las composiciones
correspondan a rocas magmáticas han conducido al uso del nombre Ortoneis para estas
rocas.
Al sur de Matanzas y al oeste de Tona (cuadrángulos H-12 y H-13), el Ortoneis forma silos
y diques en las rocas de grado medio de la Formación Silgara. Son evidentes dos estilos
de emplazamiento del Ortoneis, uno íntimamente relacionado a migmatita, y consiste en
masas no homogéneas que pasan a migmatita en la cual el neis aparece en tabiques y
masas "como silos" de diferentes tamaños en paraneis de grado metamórfico alto. Este
tipo es transicional con el neis lit-par-lit (cantidades casi iguales de Paraneis y neis
granitoide). Esta clase de Ortoneis predomina y está bien manifiesta en el Páramo de
Santurbán y en la extensa zona de migmatita que continúa hacia el norte y noreste, al
borde norte del Cuadrángulo H-13.
Generalidades 9
La microtextura y la concordancia estructural e isogradas de esta unidad con su roca
huésped metasedimentaria sugieren que el emplazamiento de este cuerpo fue coetánea
con él (Ward, et al., 1973), (Restrepo- Pace, 1995).
(Goldsmith, et al., 1971), obtuvieron edades para el Ortoneis entre 413 ± 30 Ma en una
metadiorita mediante el método K – Ar en hornblenda, 457 ± 13 Ma en pegmatita del Neis
de Bucaramanga usando el método K- Ar en muscovita y 450 ± 80 Ma en un granito neisico,
método Rb –Sr en roca total Ma en el Ortoneis del Río Caraba, sector de Berlín, (Forero,
1990) reporta una edad entre los 465 a 421 Ma lo que la ubicaría en el Ordovícico Medio
a Tardío – Devónico Temprano mediante dataciones radiométricas K - Ar en roca total. , lo
que se interpreta como un evento magmático a finales del Ordovícico o principios del
Silúrico. (Restrepo- Pace, 1995) obtuvo una edad U - Pb en circón de 477±16 Ma en la
carretera Berlín-Pamplona, asimismo, indica la presencia de un granito calco-alcalino que
se encuentra intruyendo a los Esquistos del Silgará con foliación bien definida, indicando
un origen sintectónico de las dos unidades.
(Van der lelij, 2013) reportó edades U - Pb en circones entre 451 y 473 Ma para el Ortoneis
que aflora por la carretera Berlín-Pamplona. Las edades Ar - Ar en micas y hornblenda de
194 – 210 Ma en los mismos ortoneises indican un evento termal relacionado con el
emplazamiento de un cinturón magmático del Triásico-Jurasico, evento ampliamente
registrado en el Macizo de Santander. (Figura 1-2).
Los datos geocronológicos reportados en la Tabla 1-1 están conformados por la
recopilación de datos bibliográficos del área de estudio, correspondientes a trabajos de
(Goldsmith, et al., 1971), (Ward, et al., 1973), (Forero, 1990), (Restrepo- Pace, 1995),
(Ordoñez, et al., 2006), (Restrepo-Pace, 2010), (Mantilla, et al., 2012) y (Van der lelij,
2013).
10 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Figura 1-1. Localización del área de estudio en el Macizo de Santander
Tabla 1-1. Recopilación de datos geocronológicos
MUESTRA SECTOR ROCA
MINERAL METODO EDAD Ma AUTOR
12262 OCAÑA Hb K-Ar 413 + 30
(Goldsmith, et al., 1971), (Ward, et al., 1973) 14362 NE CHITAGA Ms en pegmatita K-Ar 457 + 13
12256 NW SILOS Roca total Rb-Sr 450 + 80
S PAMPLONA Hb K-Ar 456 + 23 (Boinet, T; Bourgois, J; Bellon, H; Toussaint, J, 1985)
Roca total K-Ar 465 (Forero, 1990)
AB,BM,BV,CB,BP,Sbb,CSB,RSC Hb-Bt Ar-Ar 175 - 203 + 3 (Restrepo- Pace, 1995)
BP-2 Zr U/Pb 477 + 16
BOC/1 Roca total Rb-Sr 413 (Ordoñez, et al., 2006)
Roca total Rb-Sr 268 + 26
Zr U/Pb 471 (Restrepo-Pace, 2010)
Zr U/Pb 360
GE-58-M1-16 Zr U/Pb 477 + 2 (Mantilla, et al., 2012)
10DVL37 TONA Zr U/Pb 451.5 + 1.5
(Van der lelij, 2013)
10DVL39 SW TONA Zr U/Pb 208.8 + 1.2
10DVL43 RANCHADERO
RIO CARABA Zr U/Pb 209.2 + 3.4
10DVL44 SW PAMPLONA Zr U/Pb 473.5 + 2.5
10DVL49 NE PAMPLONITA Zr U/Pb 479.8 + 3.1
10DVL51 SW VETAS Zr U/Pb 472.5 + 3.4
Generalidades 11
Figura 1-2. Compilación de datos geocronológicos en las principales unidades del basamento del Macizo de Santander realizada por (Van der lelij, 2013).
12 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
1.3 Objetivos
1.3.1 Objetivo General
Caracterizar petrológicamente y geoquímicamente la unidad Ortoneis de Berlín en el
Macizo de Santander.
1.3.2 Objetivos Específicos
Revisión geológica en campo de la unidad Ortoneis en la zona de estudio para
determinar las posibles variaciones litológicas.
Realizar la petrografía de las muestras de roca y secciones delgadas colectadas en la
unidad Ortoneis.
Interpretar las microestructuras presentes en las muestras de secciones delgadas a
través de estudios petrográficos.
Diferenciar geoquímicamente las múltiples variedades que pueda presentar la unidad
Ortoneis a partir de análisis de elementos mayores y trazas.
Correlacionar edades con estimaciones de presión y temperatura, a partir de minerales
metamórficos.
1.4 Metodología
1.4.1 Fase preliminar
La fase preliminar correspondió a la evaluación del estado actual del conocimiento de
unidad; La etapa bibliográfica comprendió la búsqueda, compilación y análisis de
información y material bibliográfico, referente a las unidades cristalinas del macizo de
Santander. Por otra parte, se revisó y analizó el material petrográfico (secciones delgadas),
recolectado por la universidad en las múltiples salidas de campo realizadas en el Macizo
de Santander entre los años 2007 y 2015.
1.4.2 Fase de campo
La fase de campo comprendió la identificación y caracterización de la unidad, así como el
estudio de su distribución espacial en la región de estudio por medio de una descripción
litológica, toma de muestras y medición de parámetros estructurales. Para la localización
Generalidades 13
geográfica se emplearon las planchas escala 1.25.000. 110-III-A, 110-III-B, 110-III-C y 110-
III-D del Instituto Geográfico Agustín Codazzi – IGAC. (Figura 1-1).
1.4.3 Fase de laboratorio y análisis de datos
Caracterización petrográfica
El análisis petrográfico se basa en la descripción de las rocas, por medio de un microscopio
de luz polarizada (luz transmitida, luz reflejada). Este estudio proporciona información
concerniente a la asociación mineral, la proporción de cada una de las fases minerales,
formas, tamaños, texturas y las relaciones espaciales que se encuentran en la roca a
analizar. La información recolectada permite clasificar las litologías y establecer de forma
cualitativa las condiciones de formación, que junto con el análisis de las microestructuras
revelan parte de la compleja historia de reacciones químicas y de deformación.
Para complementar el análisis petrográfico también se realizó petrografía por
Catodoluminiscencia (CL) que es una técnica que puede revelar microestructuras internas
de algunos minerales como por ejemplo, zonaciones, microfisuras y vetillas de reemplazo
en algunos minerales como en el cuarzo, calcita, plagioclasa, feldespato potásico, etc.
Igualmente también es especialmente útil para revelar detalles microestructurales que son
invisibles bajo microscopio de luz polarizada, por ejemplo minerales como la calcita, cuarzo
y feldespato que no presenten macla pueden diferenciarse por medio de su luminiscencia.
La CL es causada por defectos en la estructura de la red cristalina así como por impurezas
(metales de transición, elementos de tierras raras, plomo, titanio, actínidos) y las vacantes
producidas durante la formación y / o la deformación del mineral, por lo tanto, reflejan
condiciones de cristalización, deformaciones y alteraciones.
Para este estudio se efectuó el análisis petrográfico y de Catodoluminiscencia de 33
secciones delgadas de roca en un Microscopio Olympus BX50. El análisis por CL se
efectuó en el Laboratorio de Caracterización Litológica de la Universidad Nacional de
Colombia en un equipo Cambridge Image Technology Ltd. CL8200 MK-5 adaptado a un
microscopio petrográfico marca Leica DM 2500 P (Figura 1-3), las condiciones de corriente
estuvieron entre 220 - 300 μA a 15- 20 kV.
14 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
La CL se utilizó para diferenciar exactamente las fases minerales que predominan en la
unidad y así poder clasificarlas correctamente, ya que muchos de estos minerales se
encuentran sin macla o muy alterados lo que hace difícil realizar una buena estimación
modal de las muestras.
Química mineral
El análisis de microsonda electrónica es una técnica de gran precisión y sensibilidad,
fundamental para el desarrollo de análisis cualitativo y cuantitativo, cuyo principio es
bombardear con un fino haz de electrones un espécimen con el fin de medir la longitud de
onda e intensidad de los rayos-X característicos emitidos, así como las intensidades de los
electrones secundarios y electrones retrodispersados. Los rayos-X característicos
generados en la muestra son detectados por espectrómetros dispersores de longitud de
onda (WDS); el análisis cuantitativo se realiza, comparando las intensidades de las líneas
elementales características con aquellas emitidas por los estándares que en su mayoría
son elementos puros o componentes de composición conocida, (Castellanos & Ríos,
2005).
Este análisis químico permite identificar la variación de la composición desde los cristales
tempranos o iniciales a los tardíos, además de identificar elementos químicos que
sustituyen a los principales componentes del mineral. Lo anterior facilita el reconocimiento
de las condiciones genéticas y de los procesos que regulan las sustituciones en los
minerales. La aplicación más usada es la estimación de las condiciones de cristalización o
recristalización.
Los datos de química mineral se adquirieron en una Superprobe JEOL JXA-8230 con tres
espectrómetros WDS, perteneciente al Laboratorio de caracterización litológica del
Departamento de Geociencias de la Universidad Nacional de Colombia, sede Bogotá.
Generalidades 15
Figura 1-3. Equipo de CL, acoplado a un microscopio óptico - Laboratorio de caracterización mineral – Depto. de Geociencias, UNAL – Bogotá y Superprobe JEOL JXA-8230 - Laboratorio de caracterización mineral – Depto. de Geociencias, UNAL – Bogotá
Las condiciones de medida fueron: aceleración de voltaje de 15 kv; 20 nA de corriente del
haz; diámetro del haz entre 5 µm - 10 µm; tiempo de medida de cada elemento de 20 s
para el pico, y de 10 s para el fondo. Las correcciones se realizaron a partir del método
ZAF. Los elementos analizados fueron. Si, Ti, Al, Fe, Mg, Mn, Ca, Na, K, y Cr, expresados
como óxidos en minerales como plagioclasa, biotita, anfíbol, piroxeno, granate y óxidos de
hierro y titanio, las fórmulas estructurales se calcularon a partir del porcentaje de óxido con
base al número de oxígenos para cada mineral. También se realizaron mapas de rayos X
WDS y EDS con una aceleración de voltaje de 15 Kv, 85 ηA y 10 ms de dwell time. La
microsonda se calibró con patrones naturales de concentraciones conocidas.
Termobarometría
Los resultados obtenidos con la microsonda de química mineral de las distintas fases
minerales fueron procesados para determinar las condiciones petrogenéticas (presión y
temperatura); para ello se tienen en cuenta diferentes tipos de reacciones que pueden ser
calibrados con base en los datos obtenidos de los minerales seleccionados.
Para los cálculos termobarométricos se utilizó la hoja de Excel GPT (Reche & Martinez,
1996), que incorpora la mayoría de los geotermobarómetros publicados, estima las
condiciones P-T a partir de equilibrios químicos mineral-mineral o mineral-líquido. Para
aplicarlos en forma estricta, solo se consideraron aquellos cristales o zonas de los mismos,
que no presentaron evidencias de desestabilización y que se encontraban en contacto con
la fase en equilibrio, en consecuencia, los cálculos basados en equilibrio mineral-líquido
16 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
se limitaron a las composiciones obtenidas en aquellas zonas de los minerales sin texturas
de desequilibrio y que se encontraban en contacto con la matriz, asumiendo que la
composición de la roca total representaba de forma aproximada la composición del magma
en equilibrio con las fases que contiene.
P-T seudosecciones
Sirven para predecir y explicar paragénesis minerales de las rocas metamórficas e ígneas
además proporcionan una completa descripción del metamorfismo y la química implicada
en ello más que en la termobarometría tradicional y son considerablemente más eficaces
y apropiados que las grillas petrogenéticas para interpretar las reacciones minerales
observadas por medio de la petrografía.
Las seudosecciones se construyen calculando la estabilidad relativa, la composición y
proporción modal de minerales dentro de una composición fija de roca total para un rango
de P-T dado.
El uso de pseudosecciones P-T para describir la historia metamórfica de ciertas litologías
se basa en la suposición de que todos los minerales dentro de la muestra han crecido en
equilibrio entre sí y se ayuda con la geoquímica de roca total de cada muestra, sin
embargo, se debe tener cuenta que:
Un ciclo metamórfico ocurre en un rango de condiciones de P-T, y los minerales
que componen la roca reflejan parte de ese rango.
Los miembros finales de ciertos minerales rara vez tienen una composición
homogénea, por lo tanto no pueden representar una asociación química equilibrada
dentro de la roca.
La aplicación cuidadosa de los cálculos de equilibrio en la seudosección en cada
muestra puede proporcionar información útil termobarométrica, lográndose esto
con la búsqueda de asociaciones estables y realizando un análisis microestructural
detallado en las secciones de roca.
Para el cálculo de las seudosecciones se utilizó el Software Theriak-DOMINO (Capitani &
Petrakakis, 2010), también se utilizó la hoja de cálculo Rock Maker (Büttner, 2012) para
calcular la proporción modal; se construyeron 2 seudosecciones PT y la base de datos
termodinámica utilizada fue la de Holland & Powell (1998; versión tcdb55c2d).
Generalidades 17
El programa Domino se corrió definiendo un rango de temperatura entre 400 a 1000 °C y
una presión entre 1 - 10 kbar. Domino determina las líneas de reacción primarias y los
límites de los campos de estabilidad, posteriormente, se empleó el paquete Guzzler, que
genera toda la lista de reacciones determinadas por Domino, para realizar el diagrama de
equilibrio de fases se utilizaron los paquetes Explot y Clean.
Geoquímica de roca total
Para el análisis de geoquímica de roca total (elementos mayores, menores y trazas) se
seleccionaron 21 muestras de roca fresca distribuidas en el área de estudio, estas fueron
procesadas y analizadas en los laboratorios ALS Global en Medellín y Lima
respectivamente.
La muestra de roca se pesó, secó y trituró, el 70% pasa por una malla de 2 mm (malla
Tyler 9, US Std. Nº 10) y una fracción de 250 g se toma y se pulveriza para que más del
85% pase a una malla de 75 micras (200 Nº Tyler de malla 200, US Std.). A la muestra de
aproximadamente 200 mg se le añade un fundente de metaborato / tetraborato de litio
(0,90 g) bien mezclado y se funde en un horno a 1000 °C, la masa fundida resultante se
enfría y se disuelve en 100 ml de ácido nítrico al 4 y clorhídrico al 2, esta solución se analiza
por los métodos de plasma acoplado inductivamente a un espectrometro de emisión
atómica (ICP-AES) y a un espectrometro de masas (ICP-MS), la concentración de óxido
se calcula a partir de la concentración elemental determinada (Taggart, 2002).
La Geoquímica de roca total complementa la información obtenida por la química mineral,
ya que considera los elementos traza que permiten realizar una clasificación geoquímica
de la roca además permite construir diagramas de fases, que son la principal herramienta
usada para la interpretación de la historia metamórfica. Para la construcción de los
diagramas se empleó el software libre, Geochemical Data Toolkit o GCDkit, un paquete
adaptado al software libre R (http.//www.r-project.org) capaz de realizar cálculos y
diagramas de datos geoquímicos de roca total (Janoušek, et al., 2011).
Geocronología U/Pb
Los análisis fueron realizados por el Grupo de Investigaciones y Aplicaciones Nucleares y
Geocronológicas (GIANG) del Servicio Geológico Colombiano coordinado por Mary Luz
Peña, de la Dirección de Asuntos Nucleares, en un Espectrómetro de Masas de alta
18 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
resolución Thermo finnigan Element 2 acoplado al equipo de ablación láser Eximer
Photon Machines 193 nm, (Figura 1-4).
La técnica consiste en realizar un análisis in situ sobre los circones, los fotones del sistema
láser son enfocados sobre la superficie de los cristales de circón, la ablación láser remueve
pequeñas partículas, átomos e iones de estos y forma un aerosol que es transportado al
ICP-MS por medio de un gas inerte (He), allí se ionizan las partículas y cada isótopo (U,
Pb, Th) es separado por un magneto en función de su masa nominal y carga, finalmente
son cuantificados utilizando estándares de referencia.
Se seleccionaron 5 muestras de roca del área de estudio, estas fueron trituradas y
tamizadas entre la fracción 80 - 200 micras para ser separadas magnéticamente primero
con un imán de mano para eliminar materiales magnéticos (magnetita, pirrotina) y luego
con el separador magnético Frantz LB1; en la fracción no magnética se recolectaron a
mano bajo un microscopio binocular al menos 35 circones por cada muestra, se montaron
en resina epoxi y fueron pulidos para el análisis por ablación con láser.
Preliminar a la ablación láser, los circones se estudiaron bajo petrografía por
Catodoluminiscencia (CL), con el fin de determinar las diferentes zonaciones y
complejidades de los cristales.
Los datos de las edades se procesaron a través del uso de un cálculo de la media
ponderada, de los pesos de cada análisis de acuerdo con el cuadrado de su incertidumbre.
La edad final es consecuencia de los análisis con los errores más pequeños, mientras que
los análisis de los errores más grandes tienen poco impacto. Tales cálculos se hacen con
sólo errores internos asignados a cada análisis. La incertidumbre de la edad media
ponderada expresa la incertidumbre que surge de la dispersión de los análisis individuales,
ponderados en función de su precisión (errores internos). Los errores externos tienen que
ser añadidos a la incertidumbre media ponderada porque los errores externos afectan al
conjunto de análisis (Gehrels, 2010). Para la reducción de los datos se trabajó en el
programa Iolite, un software diseñado para la deconvolución de los datos obtenidos por
ablación con láser ICP-MS (LA-ICP-MS), Iolite se implementa como un paquete
independiente para Igor Pro, una aplicación para el procesamiento de datos y la
representación gráfica, análisis de imágenes y ajuste de curvas; posteriormente para
graficar los datos se utilizó Isoplot, V.4.15, una adición de Excel, creado por Ken Ludwig ,
Generalidades 19
(Ludwig, 2012) (Centro de Geocronología de Berkeley), que genera Concordia y media
ponderada, TuffZirc, Desmezcla y plots de probabilidad de edades relativas.
El método geocronológico U-Pb es empleado para determinar la edad absoluta de rocas y
minerales, da a conocer no sólo la cronología absoluta de la unidad, sino también las
edades de las herencias conservadas en los cristales.
Figura 1-4. Espectrómetro de masas y equipo de ablación láser. SGC - Grupo de Investigaciones y Aplicaciones Nucleares y Geocronológicas.
Laser system
20 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
2. Descripción petrográfica
El Ortoneis de Berlín presenta una gran variedad composicional, textural y estructural, su
clasificación se realizó siguiendo las recomendaciones de la Subcomisión sobre
Nomenclatura de Rocas Metamórficas- SCMR (Fettes, et al., 2007). A continuación se
presentan los resultados petrográficos teniendo en cuenta los diferentes litotipos de
ortoneises cuarzos feldespáticos observados en el estudio petrográfico.
Tabla 2-1. Resumen de las asociaciones mineralógicas encontradas en la unidad
MUESTRA CLASIFICACIÓN ASOCIACIÓN MINERAL LOCALIDAD
EPD-37-01 Neis cuarzofeldespático con biotita Qtz+Pl+Ksf+Chl Quebrada Pasofeo
14-SACZ-18 Neis cuarzofeldespático con biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Vereda Volcán Amarillo
15-SACZ-55 Neis cuarzofeldespático con anfíbol y biotita Qtz+Pl+Ksp+Bt+Amp+Opq Cerca al Alto Frailejones
EPD-38-01 Neis cuarzofeldespático con anfíbol y biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt+Amp+Sph+Mag Quebrada Pasofeo
16-SACZ-17 Neis monzodioritico Pl+Cpx+Amp+Sph Vía El Hatico
14-SACZ-20 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Via Berlín-Vetas
14-SACZ-21A Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Quebrada Cuesta Boba (Ladera)
14-SACZ-21B Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Quebrada Cuesta Boba (Ladera)
14-SACZ-22 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Vía Berlín- Pamplona - cerca a la Q. Los Andes
EPD-30-01 Neis cuarzofeldespático con anfíbol y biotita Qtz+Pl+Ksp+Bt Quebrada Malpaso
15-SACZ-75 Neis cuarzo feldespático con biotita y magnetita Qtz+Pl+Ksp+Bt+Mag+Sph Pantano Grande, Quebrada Las Almas
15-SACZ-54 Neis cuarzo feldespático con biotita y magnetita Qtz+Pl+Ksp+Bt+Mag Pantano Grande/ Quebrada Las Almas
15-SACZ-71 Neis cuarzo feldespático flaser con biotita Qtz- Pl-Ksf+Bt+Amp? Cerca de la Quebrada La Isidora
15-SACZ-73 Neis cuarzo feldespático flaser con biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Cerca de la Quebrada La Isidora
15-SACZ-58 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Boquerón Cruz de peña
15-SACZ-60 Neis cuarzofeldespático con biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Boquerón Cruz de peña
15-SACZ-56 Neis cuarzofeldespático con biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt+Mag+Sph Cerca al Alto Frailejones
EPD-35-01 Neis cuarzo feldespático con granate y biotita Qtz+Pl+Kfs+Grt+Opq Quebrada Pasofeo
15-SACZ-63 Neis cuarzo feldespático con granate y biotita Qtz+Pl+Ksf+Grt+Bt Río Caraba
15-SACZ-64 Neis cuarzo feldespático con granate y biotita Qtz+Pl+Ksf+Grt+Bt Río Caraba
12-ABO-8 Neis cuarzo feldespático con cordierita, sillimanita y granate Qtz+Pl+Kfs+Grt+Sil+Crd+Ms+Chy Carretera antigua, vía Berlín-Vetas
15-SACZ-61 Neis cuarzo feldespático augen con biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Boquerón Cruz de peña
15-SACZ-79 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Loma El Hatico
15-SACZ-80 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt+Opq Quebrada Piedragorda
15-SACZ-81 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt+Opq El Mortiño- Via a Torrecillas
15-SACZ-77 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt+Opq+Sph Loma El Hatico
15-SACZ-62 Neis cuarzo feldespático con escasa biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt+Sph Río Caraba
15-SACZ-57 Neis cuarzo feldespático flaser con biotita Qtz+Pl+Ksf+Bt Boquerón Cruz de peña
12-CHS-19 Neis cuarzofeldespático con anfíbol y biotita Qtz+Pl+Ksf+Amp+Sph Carretera Berlin-Pamplona
16-SACZ-31 Neis cuarzofeldespático con anfíbol y biotita Qtz+Pl+Amp+Bt+Sph Vía El Hatico
Descripción petrográfica 21
2.1 Meta-Monzogranito
Este Ortoneis está constituido por cuarzo (19,7%-30,8%), plagioclasa (37,8%-), feldespato
potásico (25,8%-45,6%) y biotita (0,6%-6,8%); como minerales accesorios se presentan
opacos, circón, apatito y titanita, en algunos bordes en el contacto con el feldespato
potásico desarrolla mirmequitas, presenta inclusiones de cuarzo y apatito.
La Plagioclasa se encuentra como cristales prismáticos cortos subhedrales a euhedrales
hasta de 2 mm, pueden presentar inclusiones cuarzo a manera de gotas de
aproximadamente 500 micras, presenta zonación normal con el núcleo más cálcico que
los bordes de los cristales, algunos cristales presentan un núcleo bastante fracturado de
composición Oligoclasa-Andesina y un sobre crecimiento con inclusiones de cuarzo
redondeadas. Se encuentra parcialmente alterada a sericita y epidota, la macla es
polisintética. El feldespato potásico es microclina, incolora fuertemente empolvada por
alteración a minerales de arcilla, los cristales son irregulares y presentan variedad de
pertitas tipo stringlets, srting y otras tipos flame. La biotita se encuentra en láminas
anhedrales a subhedrales, inequigranulares de tamaño menor de 50 µm, es de color pardo
amarillento con pleocroísmo a pardo, los bordes son fibrosos irregulares, está alterada a
clorita y epidota. Los minerales opacos se encuentran como cristales individuales
asociados a la titanita y al apatito y a la biotita. El circón es incoloro con relieve muy alto,
de hábito prismático, birrefringencia alta del tercer orden, tamaño ≤ 0,04 mm. Se encuentra
como inclusión en biotita y titanita con halo pleocroico. El apatito se presenta en cristales
individuales incoloros, euhedrales con relieve alto, birrefringencia gris del primer orden,
extinción paralela. Ocurre como inclusiones dentro de la biotita.
Este tipo de roca se encuentra expuesto en las siguientes localidades. Vereda Volcán
Amarillo en la vía Berlín-Vetas, en la quebrada Cuesta Boba, sobre la Vía Berlín- Pamplona
cerca a la Q. Los Andes y en la Quebrada Malpaso. Los afloramientos se encuentran
bastante meteorizados, es difícil encontrar en la zona una buena exposición fresca de la
roca.
22 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
The cause of variable yellow color in plagioclase has been found to correlate with high An content in plagioclase, thus indicating domains crystallized from hotter magma. The cause of the brighter yellow CL is thought to be greater concentrations of Mn2+ substituting into plagioclase at higher temperature (Goëtze et al., 2000). Orange CL in cracks of yellow-CL plagioclase shows incipient alteration of the high An cores
Figura 2-1. Muestra 14SACZ21A
Imagen en CL de un cristal de plagioclasa con un borde de sobrecrecimiento, observese en la imagen de la derecha una CL mas brillante en el núcleo de la plagioclasa, esto se interpreta como un fuerte cambio de temperatura, presumiblemente, un magma más caliente con concentraciones de Mn2 + a temperatura más alta. (Gotze, et al., 2000). El color Naranja CL en las grietas del la plagioclasa de la izquierda, demuestra una alteración incipiente de un núcleo algo anortitico.
Imagen de CL y XPL de u cristal de plagioclasa con un borde de sobrecrecimiento y cristales de cuarzo dispuestos de na
manera zonal no impuesta.
Detalle en imagen de Cl de la textura poiquilítica.
Qtz
Pl
Kfs
Descripción petrográfica 23
2.1.1 Meta - Monzogranito con magnetita
Aflora en el sector de Pantanogrande, también se observó un gran afloramiento fuera del
área de estudio en la carretera que va de Curos a San Andrés. La roca está compuesta
por cuarzo, feldespato, plagioclasa, biotita, magnetita, esfena. Posee una proporción
modal de cuarzo baja de 20%, Plagioclasa y feldespato en similares proporciones,
alrededor del 30%, poca biotita, por debajo del 5%, la magnetita a pesar de que en la placa
se encuentran pocos cristales (3), estos miden entre 0.5 – 10 mm de diámetro, existiendo
una proporción del 15% aproximadamente, los cristales de esfena son de <1%.
El cuarzo se encuentra como cristales anhedrales inequigranulares con bordes irregulares
a lobulados de variados tamaños en gotas tipo drop like incluidas en la microclina y la
plagioclasa como intercrecimientos mirmequíticos en gotas y gusanos. Los cristales
generalmente tienen extinción ondulatoria, incoloros de relieve mayor al bálsamo.
El feldespato alcalino se encuentra como cristales anhedrales gruesos y medios de orden
centimétrico, en algunas rocas el feldespato tiene desmezclas pertíticas en parches, los
cristales gruesos pueden mostrar texturas poiquilíticas con inclusiones circulares de cuarzo
y cristales finos de plagioclasa, generalmente con alteración a caolín, bordes de reacción
con la plagioclasa y texturas mirmequíticas entre plagioclasa y cuarzo.
La plagioclasa es de tipo oligoclasa a andesina, en cristales anhedrales inequigranulares
con maclas mal desarrolladas y en ocasiones hay cristales con ausencia de maclado; los
contornos son irregulares, pueden ser lobulados y menos frecuentes rectos y cristalinos,
presentan intercrecimientos mirmequíticos generalmente en los contactos con feldespato
potásico formando abanicos o estructuras de coliflor con cuarzo en microgotas y gusanos
dentro de la plagioclasa. Se altera a sericita, son frecuentes las inclusiones de apatito,
cuarzo y circón.
La biotita se presenta en láminas subhedrales a anhedrales, intersticiales entre los cristales
de feldespato y cuarzo, de color pardo marrón, tienen inclusiones de apatito, se altera a lo
largo del clivaje a clorita, se encuentra asociada a la magnetita. La esfena es de color
pardo claro de aspecto terroso, cristales rómbicos anhedrales a euhedrales de
aproximadamente 0,5 mm, birrefringencia del tercer orden y ensombrecida por el color del
mineral, está asociada a la biotita y a la magnetita.
24 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Figura 2-2. 15SACZ75. Vista panorámica de la zona de
estudio
Pequeño afloramiento del neis con porfidoblastos de magnetita.
Figura 2-3. Cristales de plagioclasa con un sobrecrecimiento albitico en una matriz de feldespato potásico relleno de
pertitas tipo strings.
Imagen en CL. Textura mirmequitica. porfidoblasto de magnetita en XPL.
Descripción petrográfica 25
2.1.2 Neis flaser
Esta roca aflora en la parte Noreste del área de estudio, al Oeste del municipio de Mutiscua,
cerca de la Quebrada La Isidora. El contacto con entre los Esquistos del Silgará y el
Ortoneis es fallado en esta área, la dirección de foliación de la roca con es NW. En
ocasiones, se observan cuerpos de pegmatitas y venas intruyendo y cortando al Ortoneis
de manera concordante y discordante con la dirección principal de la foliación.
Figura 2-4. Vista de la Quebrada La Isidora, Afloramiento del Ortoneis al pie de la Quebrada La Isidora
Tienen textura granoblástica a lepidoblástica y flaser, con buen bandeamiento, estos
neises son de grano grueso de color gris claro a oscuro.
La composición mineralógica es plagioclasa andesina – oligoclasa, cuarzo, feldespato y
biotita. Como minerales accesorios se presentan ilmenita, apatito, esfena y magnetita. Los
minerales de alteración son principalmente sericita. La biotita se presenta como mineral
secundario que indica metamorfismo retrógrado de la hornblenda.
El cuarzo aparece en mosaicos de porfidoblástos irregulares de > 1 mm de mayor tamaño
que la plagioclasa y ortoclasa, se encuentra intersticial entre la red de cristales de
feldespatos, con desarrollo incipiente de contactos triples; tiene bordes irregulares y limpios
y tienen extinción ondulatoria.
26 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
La plagioclasa desarrolla poligonización y recristalización a cristales de menor tamaño, los
mosaicos se forman con orientación en sentido de la foliación metamórfica y se encuentran
entrelazados por tiras de biotita. Algunos cristales de plagioclasa presentan macla
Carlsbad y polisintética.
El feldespato es ortoclasa desdoblándose a microclina, se presenta en cristales
anhedrales, el tamaño se encuentra entre las 100 micras para los recristalizados y 100
micras para los porfidoblástos de la estructura flaser, tienen desarrollo de pertitas en forma
de trenzas. En contactos con plagioclasa desarrolla bordes de reacción. La biotita se
encuentra en tiras subidioblásticas intersticiales y marca la foliación de la roca y la
estructura néisica, se localizan entre los cristales de feldespato y plagioclasa. Se
encuentran ligeramente dobladas y pueden estar formadas a partir de anfíbol. Se
encuentran además cristales de apatito asociados con la biotita incluidos a lo largo del
clivaje.
Figura 2-5. Muestra 15SACZ73. Imagen de Cl y nicoles cruzados.Cristales de cuarzo rodeados por cintas de biotita.
Imagen en CL de la muestra 15SACZ73, se observa una franja de agregados poligonales de plagioclasa (verde),feldespato potásico (violeta), biotita y cuarzo (negro)
Muestra 15SACZ61. Biotita entrelazada en cristales de cuarzo y plagioclasa.
Descripción petrográfica 27
2.1.3 Neis cuarzo feldespático con granate y biotita
Cortan la unidad de forma concordante y discordante con la dirección de la foliación
principal. Generalmente presentan texturas graníticas, mirmequíticas, poiquilíticas y
pertíticas. La roca contiene cristales de cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, biotita,
granate, minerales opacos y circón. Los cuarzos son anhedrales y tienen extinción
ondulante y los bordes se encuentran crenulados, aparecen como inclusiones dentro de
grandes cristales de feldespato en textura poiquilítica, el tamaño varía pareciera haber dos
generaciones de cuarzo. La plagioclasa se encuentra bastante alterada a sericita y a
epidota, poseen macla polisintética, también se encuentra como mirmequita dentro de
grandes cristales de feldespato. El feldespato potásico tiene forma anhedral, posee pertitas
de variados tamaños y algunas se encuentran deformadas, la textura es poiquilítica con
inclusiones de minerales como cuarzo, biotita, granate y circón, el contacto con los otros
minerales es crenulado con bordes de reacción, donde las mirmequitas se encuentran en
forma lobada dentro del feldespato. El granate es almandino, se desarrolla en cristales
subhedrales a cristales totalmente redondeados, fracturados, en cantidades mayores al
2%, su origen se le atribuye al desarrollo en una etapa tardía del magma con alto contenido
de Al2O3, estos parecieran estar amalgamados unos a otros en pequeñas masas, el
tamaño varía de 20 a 50 micras, y casi no presentan inclusiones. La biotita es laminar de
tamaño pequeño, los cristales son subhedrales, se encuentra algo cloritizadas, la
proporción modal es del 5, el color es marrón verdoso a verde marrón, se encuentra
asociada al granate.
28 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Figura 2-6. Vista del Río Caraba y afloramiento del Ortoneis al pie de la vía que sale desde el municipio de Silos a la vereda Las Tapias
Figura 2-7 Muestra 12-EPD-110IIIB-35-01 Cristal subhedral de granate.
Figura 2-8 Muestra 12-ABO-8. Imágenes en CL. (izq)Cristales de granate y sillimanita fibrolítica formando plagioclasa. (Der) Cristal de crisoberilo con granate y sillimanita.
Grt
Pl
Fks
Sill
Grt
Chb
Sill
Descripción petrográfica 29
Figura 2-9. Muestra 15SACZ63. Cristal de feldespato potásico, textura poiquilítica con cristales de granate, biotia
y cuarzo.
2.2 Meta-Granodiorita
Este Ortoneis aflora en la parte central del área de estudio, en el sector que va desde
Pantano grande hasta el Boquerón Cruz de Peña, entre las Quebradas Las Minas y Los
Ranchos en el Páramo de Santurbán. La zona presenta un relieve ondulado, con valles
glaciares, los afloramientos de roca se encuentran afectados tanto química como
mecánicamente.
Figura 2-10. Muestra 15SACZ60. Cristales de cuarzo, biotita, plagioclasa y anfíbol. (Izq) Se observa sombras de
presión en el cristal de cuarzo.
La textura del Ortoneis en afloramiento es foliada, no obstante a pesar de su foliación a
escala macro, la textura en sección delgada no se observa tan clara y pareciera pasar de
30 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
granoblástica a ser cristaloblástica, el tamaño de grano es variable entre 0.3 mm a 2 mm
además se observan texturas pertíticas, mirmequíticas, poiquilíticas y bordes de reacción
entre la plagioclasa y el feldespato potásico. La roca está compuesta por plagioclasa,
cuarzo, feldespato, biotita, escaso anfíbol y minerales opacos. El cuarzo se observa de
forma anhedral, redondeado, en su mayoría aparece como exsolución o como inclusión
dentro del feldespato potásico (Drop like) y como mirmequita en la plagioclasa, es incoloro
y su extinción es ondulatoria.La plagioclasa es oligoclasa - andesina, en cristales
subhedrales a anhedrales inequigranulares de hábito prismático corto, maclada según la
ley albita-Carlsbad, mal desarrollada y algunas levemente deformadas, aunque en su
mayoría los cristales no poseen maclado, los contornos son crenulados, pueden ser
lobulados y menos frecuentes rectos, presentan intercrecimientos mirmequíticos
generalmente en el contacto con el feldespato potásico formando abanicos o estructuras
de coliflor y gusanos dentro de la plagioclasa. Se altera a sericita en agregados micáceos
microcristalinos, son frecuentes las inclusiones de apatito, cuarzo y circón. El feldespato
potásico forma cristales anhedrales inequigranulares gruesos y sin macla, los cristales son
centimétricos, en algunas rocas el feldespato puede mostrar texturas poiquilíticas con
inclusiones circulares de cuarzo plagioclasa y biotita, se observan bordes de reacción con
la plagioclasa y texturas mirmequíticas entre plagioclasa y cuarzo. La biotita es de color
marrón verdoso parcialmente cloritizada, su forma es euhedral a subhedral, se presenta
entre los cristales de feldespato, cuarzo y plagioclasa y su proporción aumenta hacia la
parte norte de la zona, donde además se observa más claramente su textura flaser además
se presentan pequeños nidos de esfena euhedrales asociados con la biotita; como
accesorios la roca posee apatito, zircón, pirita y magnetita.
Figura 2-11. Muestra 16SACZ31. Macla deformada en plagioclasa(Izq).
Pl
Descripción petrográfica 31
2.3 Meta-Tonalita
Se observó este Ortoneis en los sectores de El Hatico, Quebrada Cuestaboba y Pantano
grande, los afloramientos se encuentran alterados, y se ven como montículos en el área
de estudio que se caracteriza por su relieve redondeado especialmente en la zona de
páramo. Este Ortoneis está compuesto por cuarzo, plagioclasa, biotita y anfíbol. La roca
es de color gris mediano claro, textura neisica. El promedio de composición modal está
dado por. Cuarzo (36), plagioclasa (38) en cristales anhedrales, presenta alteración fuerte
a sericita, se observan microfracturas irregulares, el contenido de anfíbol varía entre el 30
al 40, la biotita (2,5) es de color marrón oscuro parcialmente cloritizada, se presentan
pequeños cristales de esfena euhedrales asociados al anfíbol y algunos minerales opacos
como pirita y magnetita..
Figura 2-12. Muestra 12EPD38-01. Imagen de CL. Y Nicoles cruzados.
32 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Figura 2-13. Muestra 16SACZ31.
2.4 Meta-Monzodiorita
Se observó un Neis con piroxeno en el camino que va por la Loma El Hatico, en un
afloramiento sobre la carretera.
La textura de la roca es foliada, neisosa, presenta bandas claras de plagioclasa y bandas
de piroxeno.
La roca se compone de cuarzo (7%), plagioclasa (45%), feldespato (15%), piroxeno (35%),
esfena <5%, es decir una composición Monzodiorítica.
El cuarzo presenta extinción ondulante, los colores de interferencia son de primer orden,
algunos contactos con los demás cristales se encuentran 120°, en agregados poligonales
junto con la plagioclasa y los piroxenos. La plagioclasa es de forma euhedral, presenta
macla polisintética, algunos cristales tienen zonación oscilatoria, se encuentra seritizada,
se determinó una composición (An35-Ab65). El piroxeno es Diópsido, presenta color verde
pálido, la forma es euhedral, en agregados poligonales, hábito prismático, el relieve es alto,
con exfoliación en una dirección y colores de interferencia morados y azules de segundo
orden, se observan algunos cristales retrogradándose a anfíbol.
Descripción petrográfica 33
Figura 2-14. Muestra 16SACZ17
Cristales poligonales de plagioclasa, algunos zonados. Cristal de plagioclasa presentando macla polisintética
Cristales de plagioclasa, contactos rectos en angulo de 120°
34 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
3. Química mineral
Las fases analizadas fueron: feldespato alcalino, plagioclasa, biotita, anfíbol, granate y
subordinado clinopiroxeno y minerales opacos. (Tabla 3-1).
Tabla 3-1. Fases analizadas MUESTRAS
/FASES CHS-19
14SACZ20
14SACZ21A
14SACZ21B
14SACZ22
15SACZ55
15SACZ56
15SACZ57
15SACZ63
15SACZ64
15SACZ75
16SACZ17
16SACZ31
EPD3501
EPD3701
EPD3801
12ABO8
PLAGIOCLASA X X X X X X X X X X X X X X
BIOTITA X X X X X X X X X X ANFIBOL X X X X
PIROXENO X GRANATE X X X X CORDIERIT
A X SILLIMANIT
A X MAGNETIT
A X ILMENITA X
Los resultados de los análisis minerales y los cálculos de sus fórmulas estructurales se
expresan en los anexos.
3.1 Plagioclasa
Los cristales de plagioclasa analizados tienen una composición que va desde la albita a la
andesina, predominando la oligoclasa y andesina (Figura 3-1), a excepción de la muestra
16SACZ17 donde la composición es labradorita.
La mayoría de los análisis de albita se realizaron en los bordes de algunos cristales
zonados o con sobrecrecimientos, o en las pertitas dentro del feldespato alcálino (Figura
3-2).
En los cristales individuales de plagioclasa no se observan grandes variaciones y los
perfiles son bastantes constantes o presentan una leve disminución en la concentración
de anortita desde los núcleos a los bordes.
Química mineral 35
Figura 3-1. Diagrama ternario de feldespatos
Figura 3-2. Mapas de rayos X en plagioclasa y feldespato alcalino.
Mapa de rayos X, de la muestra 14SACZ21A. Se observa la variación composicional del Na, Ca
y K. La plagioclasa varia de An 37- An 17, de centro a borde.
36 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
3.2 Biotita
En este documento, se utiliza el término "Biotita" en el sentido de la clasificación de las
micas IMA (Rieder, et al., 1998) es decir, como un nombre de la serie trioctaédrica entre o
cerca de annita-flogopita y siderofilita-Eastonite.
La biotita es la fase mineral ferromagnesiana más común en las rocas plutónicas ígneas,
especialmente en rocas graníticas, y como tal ha sido utilizado por diversos autores como
un indicador / marcador de la génesis y evolución del magma progenitor de las rocas en
las que están presentes (Speer, 1984), (Nachit, 1986) (Nachit, et al., 2005), (Abdel-
Rahman, 1994).
Los datos presentados son un conjunto de análisis químicos específicos en diferentes
cristales, para un total de 69 análisis distribuidos en 9 secciones delgadas, con un
promedio analítico ≥ 95 (sin H2O). (Anexo B. Tablas de Química mineral).
La biotita se presenta en forma de cristales hipidiomórficos, subidioblásticos a
xenoblásticos con un tamaño de grano entre 0,4 a 5,0 mm de largo y en general, con una
dirección bien definida, ocasionalmente la biotita forma cúmulos sin orientación
preferencial que origina texturas decusadas, el color varia de verde a marrón, los contactos
con feldespato, plagioclasa y cuarzo son rectos, por lo general, está asociada a esfena,
apatito y circón. Estos cristales se interpretan como primarios/ magmáticos, sin embargo
se observan microtexturas relacionadas con los cambios tardi-magmáticos como
cloritización que por lo general se desarrollan a lo largo de los planos de corte.
Dentro de las clasificaciones de micas para rocas ígneas, la más manejada es la del
cuadrilátero ASPE que comprende los términos annita – flogopita – siderofilita – eastonita,
que considera diferencias composicionales en el contenido de Al total y la relación
Química mineral 37
Fe/(Fe+Mg) con Fe*=(Fe2+)+(Fe3+), (Nachit, et al., 2005), calculados sobre la base de la
formula mineral de 22 Oxígenos. Ambas variables son funcionales para una clasificación
en vista de que son buenos indicadores del grado de peraluminosidad y estado de
oxidación de la roca.
Figura 3-3 Imagen de BSE - 15SACZ57
Las biotitas exhiben bajos valores de Al total de alrededor de 2,3 y 2,6 c.p.f.u. y valores
intermedios de Fe/ (Fe+Mg) (Figura 3-4), clasificándose como annita.
Nachit et al. (1985), propone un diagrama en el cual el carácter discriminador de los tipos
de magmas es la cantidad de Al total y de Mg de las biotitas (Figura 3-5) y (Figura 3-6)
(Abdel-Rahman, 1994) relaciona la composición de elementos mayores (FeO, MgO,
Al2O3) con la naturaleza de los magmas a partir de los cuales cristalizan. Esta clasificación
establece una relación entre las biotitas más ricas en sílice y óxido de hierro y las más
pobres en aluminio, composiciones cercanas a annita, con las suites anorogénicas
peralcalinas asociadas a extensión (campo A) y a aquellas composiciones tipo siderofilita
con suites peraluminosas incluyendo a granitos tipo S (campo P). Mientras que las biotitas
moderadamente enriquecidas en Mg con relaciones FeO/MgO bajas están emparentadas
con suites orogénicas calcoalcalinas tipo I (campo C). Los resultados del estudio de (Abdel-
Rahman, 1994), demuestran que las composiciones de biotitas ígneas reflejan la
naturaleza de sus magmas.
38 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Figura 3-4. Cuadrilátero ASPE de discriminación de biotitas. Speer, 1984.
Figura 3-5. Diagrama de Al total vs Mg modificado de (Nachit, et al., 1985)
Química mineral 39
Figura 3-6. Composición de las biotitas expresadas en los diagramas de discriminación de (Abdel-Rahman, 1994). Campos A: alcalino, C: calcoalcalino, y P: peraluminoso
40 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
3.3 Anfíbol
Después de la biotita, el anfíbol es el siguiente mineral máfico en la zona de estudio. Se
producen en forma de cristales hipidiomórficos generalmente en secciones longitudinales,
más raramente idiomórficos en secciones basales, tienen color verde, con pleocroísmo en
tonos de marrón a verde claro.
Se encuentran asociados a titanita y minerales opacos, con inclusiones de pequeños
cristales idiomórficos de titanita, circón y apatito.
Los análisis químicos de los cristales de anfíbol se realizaron sobre la base de la fórmula
estructural de 23 oxígenos y 13 cationes excluyendo Ca, K, Na (ANEXO B.). A partir del
cálculo de la fórmula estructural, se aplicó la nomenclatura de (Hawthorne, et al., 2012)
bajo la cual todos los anfíboles analizados pertenecen al grupo cálcico rico en álcalis con
Ca B ≥ 1,50 (1,99-1,58) y (Na + K) A >0,50 (0,55-0,80) (Figura 3-8), además presentan
una variación significativa en el contenido de Si en fórmula que varía de 6,04 a 7,22 y en
la relación Mg/(Mg+Fe2+) con valores desde 0,25 hasta 0,50 (a.p.f.u.) indicando una
variación de hastingsita a ferro-pargasita.
No se observan variaciones claras de núcleo a borde. Exhiben Ti de 0,07 a 0.15 átomos
por unidad de fórmulas (a.p.f.u.), 0,25 - 2.70 a.p.f.u. de Al IV y 0,24 -2,29 a.p.f.u. de Al VI
Na y K varian respectivamente 0,16 - 0,67 y 0,09 - 0,94 a.p.f.u. y Ca varía de 1.12 a 3,26
a.p.f.u.
Química mineral 41
Figura 3-7. Imagen de BSE, muestra 15SACZ60.
Figura 3-8. Diagramas de clasificación de anfíboles (Leake et al. 1997).
42 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
3.4 Piroxeno
Según la clasificación de (Morimoto, et al., 1988) el piroxeno de la muestra 16SACZ17
pertenece al grupo Quad Ca-Mg-Fe (Figura 3-9) y es clasificado como un diópsido (Figura
3-10).
Química mineral 43
Figura 3-9. Clasificación de (Morimoto, et al., 1988)
La Figura 3-10muestra la composición del piroxeno, donde predomina el contenido de Ca
y subordinado el hierro, cayendo en el campo del Diópsido. La composición del piroxeno
es relativamente homogénea.
Figura 3-10. Diagrama Enstantita - Wollastonita – Ferrosilita
44 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
3.5 Granate
Se observan como cristales idiomórficos de color marrón-rojizo en algunos monzogranitos
(4 muestras). Los granates son minerales de cristalización final y por lo general contienen
pequeñas inclusiones de cuarzo o feldespato, algunos de biotita.
FeOtot se obtuvo como FeO, Fe2O3 se calcula a partir de la base de equilibrio de cargas.
La caracterización de estos minerales se hace con las proporciones de los componentes
de almandino, andradita, grosularia, piropo y espesartina, calculadas respectivamente a
partir de los porcentajes de Fe2O3, CaO, MgO y MnO. Los análisis representativos de
granos de granate de las muestras se encuentran en el ANEXO B.
Las muestras 15SACZ63 Y 15SACZ64, contienen cristales de granate rico en almandino,
seguido por espesartina, grosularia y menos piropo. En la muestra 12-EPD-35-01, el
contenido más alto es de espesartina, seguido por almandino, grosularia y en menor
proporción piropo. En la muestra 12ABO8, la composición de los cristales de granate
muestra predominio de almandino, espesartina, piropo y grosularia respectivamente.
15SACZ63 - 2
Esta muestra presenta un crecimiento en Fe de núcleo a borde (Alm n44→ b47), el Mn
presenta un aumento claro que va de (Sps n23.13 → b33.0), el contenido de Mg en los
cristales de esta muestra tiene poca variación desde el núcleo hasta el borde (Prp n 3.40
→ b1.94), el contenido de Grosularia muestra un cambio de composición de núcleo a borde
sufriendo una disminución que va de (Grs n 27.43 → b 18.99).
Figura 3-11. 15SACZ63-2.Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional
15SACZ64 – 3
Al igual que la muestra 15SACZ63, la muestra presenta una composición dominante de
almandino, seguido de espesartina, grosularia y piropo. Exhibe una zonificación química
marcada por la disminución en el contenido de Fe desde el núcleo hacia el borde (Alm n47
Química mineral 45
→ b45), el contenido de Mg disminuye insipientemente desde el núcleo hacia el borde (Prp
n4→ b2). Mn disminuye en el núcleo (Sps n28 →b 34), y aumenta hacia el borde.
Figura 3-12. 15SACZ64 .Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional
12-EPD-35-01
La composición predominante de esta muestra es espesartina, seguida por almandino,
grosularia y piropo. La espesartina varia de núcleo a borde entre Mn 42 – 48, el perfil
muestra una débil disminución de Fe (Alm n44 → b39) de núcleo a borde, hay un leve
aumento de Ca en el núcleo que va de (Grs n 12 → b 10).
Figura 3-13. 12-EPD-35-01.Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional
12ABO8
La composición de los cristales de granate de esta muestra presenta un predominio de
almandino, seguido de espesartina, piropo, y grosularia. El perfil muestra una débil
disminución de Fe (Alm n64 → b63), desde el núcleo hasta el borde, sin embargo los
cristales se encuentran homogenizados y la zonación es insipiente.
46 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Figura 3-14. 12ABO8 .Mapa de rayos X, imagen de BSE y perfil composicional
3.6 Óxidos de hierro
Los óxidos de Fe - Ti pertenecen a una serie de solución sólida ulvoespinela - magnetita e
Ilmenita - hematita. La Magnetita consiste en granos subhedrales, el tamaño varía entre
0.5 y 10 mm de diámetro, tienen inclusiones de apatito, circón y biotita que parece estar
rodeándolos. Presenta texturas de desequilibrio como un tejido “Cloths” o enrejamiento de
lamelas de Ilmenita distribuida en los planos {111}. Asociado a la magnetita se encuentran
cristales subhedrales de titanita. La magnetita en luz reflejada presenta pleocroísmo
ausente y reflectancia baja, es anisótropa y muestra las reflexiones internas que van del
blanco al crema. En general la mayoría de las secciones presenta óxidos de hierro, sin
embargo la química mineral se realizó en 2 secciones. Las fórmulas estructurales de
magnetita e ilmenita se volvieron a calcular sobre la base de 4 y 3 oxígenos,
respectivamente. El contenido y proporción molecular de FeO y Fe2O3 se calculó de
acuerdo con el procedimiento Carmichael (1967). La composición de magnetita se
caracteriza por el contenido de TiO2 bajo (0,2% a 0,4%), alto Fe2O3 (68,21% a 68,50%) y
(31,13% a 31,74%) de FeO. El contenido de MnO de (0,04% a 0,18%). La Ilmenita tiene
contenidos de TiO2 entre (52,93% a 51,21%), Fe2O3 (0,9% a 1,22%) y FeO entre 36,37%
a 37,25%). La composición de la Ilmenita va de 81,9% a 82,7% de Ilmenita, de 0% a 0,2
de Geikielita y 17,3 a 17,9 % de Pirofanita. (Resultados en los anexos).
Química mineral 47
Figura 3-15. Muestra 15SACZ75, Mapa composicional de un cristal de magnetita.
3.7 Geotermobarometría
A partir de las diferentes formulaciones de geotermómetros y geobarómetros disponibles
en la literatura se seleccionaron aquellos que mejor se adaptan en cada caso al rango
composicional de las rocas objeto de estudio. Con la química mineral se utilizó el programa
GTB (Kohn & Spear, 1999) que incorpora los geotermobarómetros más publicados, la tabla
de Excel GPT (Reche & Martínez 1996) y el programa APG2 (Sayari, 2016) Tabla 3-2.
Tabla 3-2. Asociaciones minerales utilizadas en el análisis de geotermobarometría COMPOSICIÓN/
ROCA MUESTRA ASOCIACIÓN GEOTERMÓMETRO
TEMPERATURA (°C)
GEOBARÓMETRO PRESIÓN
(Kbar)
ROCA APLITICA 12ABO8 pl-ksp-qtz-grt-sill-crd-
chb
Granate-cordierita-sillimanita-cuarzo
835-897 grt-pl-Al2SiO5-qtz 5.3-9.0
NEIS CON GRANATE Y
BIOTITA 15SACZ63
pl-ksp-qtz-grt- bt
Granate-biotita 510 Granate -
plagioclasa - biotita - cuarzo
3.5
TONALITA 12CHS19 pl-qtz- amp-
Op Anfíbol-plagioclasa 748.7 Al en Hornblenda 6.85
NEIS CON ANFÍBOL
16SACZ31 pl-ksp-qtz-
amp Anfíbol-plagioclasa 731.6 Al en Hornblenda 6.54
Granate-biotita. Thompson (1976), Goldman and Albee (1977) (2 Eq.) Holdaway and Lee (1977), Ferry and Spear (1978), Lavrent’eva and Perchuk (1981), Hodges and Spear (1982), Pigage and Greenwood (1982), Perchuk and Lavrenteva (1983), Ganguly and Saxena (1984), Perchuk and others (1985) Indares and Martignole (1985), Williams and Grambhng (1990), Dasgupta and others (1991), Bhattacharya and others (1992).
48 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Granate – plagioclasa - biotita- cuarzo. (Wu, Zhang, & Ren, 2004) Granate-cordierita-sillimanita-cuarzo. Perchuk and others (1985), Thompson(1976), Holdaway and Lee (1977), Wells and Richardson, (1979) Wells (1979) Granate-plagioclasa-AlSiO5-cuarzo (GPAQ). Newton and Haselton (1981), Hodges and Spear (1982), Ganguly and Saxena (1984), Hodges and Crowley (1985), Koziol (1989), Koziol and Newton (1988).
3.7.1 Anfíbol – Plagioclasa
Para la obtención de la presión y temperatura se utilizó el geobarómetro sin corrección
termal de (Schmidt, 1992) y el geotermómetro de (Holland, 1994).
Una tonalita, una granodiorita rica en anfíbol o cualquier roca de similar composición,
puede ser descrita por un sistema de 10 componentes. Teniendo en cuenta la asociación
buffer (Hornblenda, Biotita, Plagioclasa, Ortoclasa, Cuarzo, Titanita, Oxidos de Fe-Ti,
fundido y una fase fluida.), la roca corresponde a un sistema trivariante, cuyos grados de
libertad pueden interpretarse como tres variables intensivas. fugacidad del oxígeno (fO2),
temperatura (T) y presión (P). En condiciones ideales, teniendo controlada la fO2 por algún
buffer y asumiendo temperaturas cercanas al solidus saturado, la única variable que
gobierna la entrada de Al a el anfíbol es la presión. El geotermómetro funciona a partir del
equilibrio entre hornblendas y plagioclasas. Los rangos de Tº obtenidos son similares para
cada uno de los métodos aplicados.
Tabla 3-3. Resumen de los datos termobarométricos
12 CHS 19
Parámetros
Ecuación Hammarstrom & Zen, 1986 Hollister et
al., 1987 Johnson&Rutherford, 1989
Schmidt, 1992
P Holland&Blundy, 1994, with Qz
6,50 6,93 5,30 6,85
T 764,95 762,00 773,28 762,51
P Holland&Blundy, 1994, with or without
Qz
6,50 6,93 5,30 6,85
T 747,21 748,98 742,21 748,67
P Blundy&Holland, 1990
6,50 6,93 5,30 6,85
T 800,38 793,47 819,90 794,66
P Ridolfi et al., 2010
6,50 6,93 5,30 6,85
T 930,52 930,52 930,52 930,52
Química mineral 49
16-SACZ31
Parámetro Ecuación Hammarstrom&Zen,
1986
Hollister et al.
1987
Johnson&Rutherford 1989
Schmidt 1992
P Holland&Blundy, 1994, con Qz
6,2 6,6 5,0 6,5
T 791,0 788,4 798,9 788,5
P Holland&Blundy, 1994,con o sin Qz
6,2 6,6 5,0 6,5
T 729,9 731,7 724,6 731,6
P Blundy&Holland, 1990
6,2 6,6 5,0 6,5
T 804,1 797,9 822,8 798,2
P Ridolfi et al., 2010
6,2 6,6 5,0 6,5
T 953,5 953,5 953,5 953
50 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
3.7.2 Granate – Biotita
Uno de los termómetros más efectivos para efectuar estimaciones en metapelitas de grado
medio y alto es el basado en la reacción de intercambio Fe - Mg, entre granate y biotita
cuyo KD puede expresarse simplificadamente como (Fe/Mg) Bi / (Fe/ Mg) Grt. Entre las
ventajas de este termómetro, aparte de ser un equilibrio seco, se encuentra la de estar
poco influenciado por las variaciones de la presión, como suele ser típico de las reacciones
de intercambio puras ya que por su misma naturaleza, suelen dar pequeños cambios de
volumen. El empleo de este geotermómetro en rocas de alto grado permite, además,
debido al zonado por difusión que suelen presentar los granates, calcular varias
temperaturas una cercana al pico metamórfico, y una o varias posteriores a dicho pico.
15SACZ63
Química mineral 51
3.7.3 Granate - Cordierita - Silimanita - Cuarzo
12ABO8
3.8 Seudosecciones
Se utilizaron los resultados de la geoquímica de roca total de la muestra (12ABO8) y un
para la construcción de la seudosección.
Las seudosecciones son sin duda el diagrama que mejor ilustra los cambios mineralógicos
en la roca, como variaciones de las condiciones de P y T, porque muestran solamente las
reacciones relevantes para una determinada composición de la roca. La seudosección
revela posibles paragénesis, que son representadas en diferentes campos con sus
desviaciones correspondientes en campos multivariantes de asociaciones mineralógicas,
asumiendo que existe un equilibrio químico entre las fases involucradas a determinados
rangos de P y T. La expresión resultante determina la asociación mineral estable en un
sistema químico dado con respecto a las variables intensivas y extensivas seleccionadas.
Estos diagramas de variación PT fueron construidos en el sistema MnNCKFMASH,
sistema químico compuesto de 9 componentes utilizando el software THERIAK-DOMINO,
52 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
v. 03/01/2012 (Capitani & Petrakakis, 2010) con la base de datos termodinámica
tcdb55c2d. En dicho programa la información de los nueve componentes considerados
(SiO2, Al2O3, CaO, MgO, FeOt K2O, Na2O, MnO) es introducida en forma de cationes
para obtener los datos termodinámicos de un rango de miembros extremos. Se modelo
utilizando el sistema MnNCKFMASH , para mostrar el efecto del Mn en las fases de
estabilidad de metapelitas.
La roca seleccionada (12ABO8) corresponde a un Neis cuarzo feldespático con biotita,
cordierita, sillimanita y cordierita, se localiza al norte del corregimiento de Berlín en la vía
antigua que va del corregimiento de Berlín a Vetas. Los resultados de las seudosecciones
de P-T son presentados en las Figura 3-16.
Figura 3-16. Seudosección de la muestra 12ABO8.
La roca, localizada en la parte central del macizo de Santander, caracterizada por
presentar un metamorfismo de alto grado, sufrió una serie de reacciones minerales (Ver
Química mineral 53
Anexo E) que monitorean la trayectoria P-T de esta región durante un evento orogénico
triásico-jurásico.
Texturalmente la roca presenta evidencia petrográfica como crecimiento de feldespato
alcalino y cordierita , colas de sillimanita en los granates indicando que la roca caja ya
estaba en un grado metamórfico alto en ese momento, granate y sillimanita formados a
partir de la plagioclasa, además de texturas como pertitas y antipertitas, mirmequitas,
granates subhedrales a redondeados sin inclusiones, dentro del fundido, formados a partir
de la deshidratación de la biotita mediante la reacción: Bt+Sill+Pl+Qtz=Grt+Kfs+Liquido.
La combinación de datos termobarométricos presentados en este trabajo, junto con las
características texturales de la roca, definen las condiciones del pico de metamorfismo y
la evolución de la trayectoria de P-T, en la zona de estudio.
Figura 3-17. Mapa composicional de las sección delgada 12ABO8
54 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Figura 3-18. Imagen de CL, sección delgada 12ABO8. Se observa el granate con las colas de sillimanita formandose a partir de la plagioclasa (Verde).
Geoquímica de roca total 55
4. Geoquímica de roca total
4.1 Muestras y técnicas analíticas
A continuación se encuentra la información de geoquímica de un total de 21 muestras de
roca distribuidas en el Ortoneis. (Ver Anexo: Resultados de geoquímica de roca total.,
estas fueron procesadas y analizadas en los laboratorios ALS por los métodos (ICP-AES)
e (ICP-MS), los elementos mayores tienen un límite de detección de 0,01% y la precisión
de ± 0,1% y los menores y trazas con límites de detección entre 0,01 y 0,5 ppm y la
precisión de ± 5% 89. Los diagramas que muestran la variabilidad geoquímica de las rocas
estudiadas se construyeron utilizando el software GCDkit (Janoušek, et al., 2011).
Como las rocas estudiadas fueron sometidas a procesos tectonometamórficos se realizó
el diagrama Na2O + K2O vs. Na2O / K2O (Miyashiro, 1978) para evaluar posibles cambios
químicos en la composición original del de las rocas analizadas. (Figura 4-1).
Figura 4-1. Diagrama de (Miyashiro, 1978) para discriminación de rocas que sufrieron modificaciones químicas por
procesos pos-magmáticos.
56 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
4.2 Elementos mayores
El contenido de los elementos mayores en las rocas del Ortoneis varía de la siguiente
manera. SiO2 entre 60.28% - 78,58%; Al2O3 entre 11,33% - 16,58%; Fe2O3 0,70% -
3,55%; MgO entre 0,02% - 3,34%; Na2O entre 2,32% - 4,60%, CaO entre 0,40% - 9,93%
y K2O entre 0,41% - 6,12%. Si, Al, K, Na, poseen gran dispersión en los datos. Se ploteó
el diagrama QAPF (Figura 4-2) donde se diferenció la Unidad.
Figura 4-2. Diagrama QAPF
Las muestras analizadas de ortoneises se plotearon en el diagrama normativo AFM (¡Error!
No se encuentra el origen de la referencia.) ¡Error! No se encuentra el origen de la
referencia.) y ¡Error! No se encuentra el origen de la referencia.), químicamente son rocas
sub-alcalinas, calcoalcalinas, se agrupan en su mayor parte en el extremo del diagrama
demostrando ser rocas bastante evolucionadas con mayor concentración de álcalis. La
mayoría de los granitoides se pueden clasificar geoquímicamente según su contenido de
alúmina y de esta manera inducir la composición de la región fuente, la naturaleza de los
procesos de fundido, las relaciones tectónicas y el tipo de granitoide (Chappell & White,
1974); (Frost, et al., 2001). Por lo tanto, a partir de la relación molecular
(A/CNK).Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) vs. (A/NK). Al2O3/(Na2O+K2O), se comparó el
contenido de aluminio de los distintos tipos de ortoneises (¡Error! No se encuentra el
Geoquímica de roca total 57
origen de la referencia.. d), de acuerdo con los campos delimitados por (Maniar & Piccoli,
1989), en este diagrama, la mayoría de las rocas son peraluminosas, que es coherente
con la abundancia de biotita observada en la mayoría de las muestras, con un índice de
Shand que varía de 1 a 1.3; cuando el A/CNK>1, es llamado peraluminoso o saturado en
alúmina, por lo general en los cuerpos más ácidos, significa que poseen más aluminio del
que pueden incorporar los feldespatos y deben tener otra fase aluminosa presente (biotita,
cordierita, granate o polimorfos de aluminio) y suelen provenir de una fuente sedimentaria.
También pueden formarse a partir de fusión de rocas félsicas metaluminosas ricas en
biotita o por un fundido de rocas máficas con exceso de agua, en general procesos de
anatexis cortical (Frost, et al., 2001); (Zen, 1988); (Chappell & White, 1974), como puede
observarse en las muestras más básicas, 16SACZ17 (Monzodiorita), y las tonalitas (12-
CHS-19; 16SACZ31), con variaciones hacia el campo metaluminoso.
Los granitoides tanto tipo S e I son predominantemente ricos en magnesio, la principal
diferencia se encuentra en que los tipo S son invariablemente peraluminosos (por
definición), mientras que los tipo I son en su mayoría metaluminosos (Frost, et al., 2001).
Figura 4-3. Localización de las muestras de la zona de estudio en el diagrama SiO2 vs Na2O + K2O y AFM (Irvine
& Baragar, 1971), que exhibe el carácter sub-alcalino de las rocas analizadas.
En el diagrama SiO2 contra K2O (¡Error! No se encuentra el origen de la referencia.,
a), la mayoría de las muestras se clasifican como rocas calco-alcalinas altas en potasio, a
excepción de las muestras que tienen composición tonalítica a granodiorítica.
58 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Figura 4-4. Diagramas de caracterización geoquímica. (a) Diagrama de álcalis de Chappell y White (1974); (b) SiO2 vs K2O (Frost, et al., 2001) (c) SiO2 vs (Na2O + K2O) - CaO (d )ASI vs A / NK (Shand, 1943) a). b).
c). d).
En los diagramas binarios tipo Harker se observa una correlación positiva con dispersión
para el K2O, una correlación negativa para el TiO2, Al2O3, MgO, CaO, FeOt, P2O5 y Na2O.
Alcalik
Calcic
Metaluminoso Peraluminoso
Peralcalino
Geoquímica de roca total 59
Figura 4-5. Diagramas tipo Harker
4.3 Elementos menores y trazas
En los diagramas de (Pearce, et al., 1984) (.
Figura 4-6), se observan diferentes naturalezas para los muestras del ortoneis, ubicadas
en el campo de arco volcánico (VAG) y sin colisionales (Syn-COLG), sin embargo existe
una cierta proximidad entre estos que podría quizás acentuarse con un mayor muestreo,
esto se correlaciona con el carácter calco-alcalino, peralumínico de los monzogranitos,
Multiple plot of SiO2 vs. Al2O3 CaO MgO Na2O K2O TiO2 P2O5 FeOt
60 65 70 75
11
13
15
17
SiO2
Al 2
O3
60 65 70 75
02
46
810
SiO2C
aO
60 65 70 75
0.0
1.0
2.0
3.0
SiO2
MgO
60 65 70 75
2.0
3.0
4.0
5.0
SiO2
Na
2O
60 65 70 75
01
23
45
67
SiO2
K2O
60 65 70 75
0.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
SiO2
TiO
2
60 65 70 75
0.0
00.0
20.0
40.0
60.0
8
SiO2
P2O
5
60 65 70 75
0.5
1.5
2.5
3.5
SiO2
Fe
Ot
Multiple plot of SiO2 vs. Al2O3 CaO MgO Na2O K2O TiO2 P2O5 FeOt
60 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
pues estas características químicas han sido atribuidas principalmente a granitos de arco
volcánico.
Figura 4-6. Localización de las muestras en el diagrama de discriminación tectónica de (Pearce, et al., 1984).
Syn-COLG
VAG
Geoquímica de roca total 61
El diagrama spider normalizado al manto primitivo para las muestras del Ortoneis
demuestran anomalías negativas de HFSE incluyendo Nb, Ti y P, junto con anomalías
positivas en Liles incluyendo Rb, Ba, Th, y Pb. (Figura 4-7).
62 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Figura 4-7. Diagrama Spider normalizado al manto primitivo. (McDonough & Sun, 1995)
Las anomalías negativas de Ti y Nb son controladas por minerales enriquecidos en titanio
como titanita, ilmenita, rutilo, granate y algunos anfíboles. Cuando aumenta la presión, la
solubilidad de los minerales ricos en titanio se reduce en los fluidos acuosos, por lo tanto,
esos minerales que son ricos en HFSEs serán estables durante el proceso de fusión parcial
a una profundidad mayor de 30 km que conduce a anomalías negativas en el fundido. La
anomalía negativa en P indica bajo contenido de apatito en las rocas estudiadas.
En los granitoides de tipo I, el P actúa como un elemento compatible y el fraccionamiento
de este elemento en las primeras etapas de cristalización del magma, conduce a
anomalías negativas en la cristalización de la roca. Anomalías positivas en Pb, K y Rb se
atribuyen al metasomatismo de cuña del manto por los fluidos derivados de la placa
subducida y / o a la contaminación con la corteza continental. (Atherton & Ghani, 2002)
(Kamber, et al., 2002).
El diagrama de tierras raras normalizado a condrito, muestra un patrón rico en LREE con
un radio de LREE / HREE alto.
Geoquímica de roca total 63
Figura 4-8. Diagrama spider de REE normalizado a condrito. Nakamura 1974.
Las anomalías negativas de Eu están relacionadas con el fraccionamiento de feldespato
durante la cristalización del magma o del feldespato restante de la fuente, mientras que las
anomalías positivas de Eu es indicativo de la ausencia de fraccionamiento de plagioclasa
durante la cristalización del magma y la alta concentración de este mineral en estas rocas.
Si las anomalías negativas están asociadas con anomalías negativas en Sr, la
cristalización fraccionada de plagioclasa es la responsable de estas anomalías, pero si las
anomalías negativas de Eu están asociadas con anomalías negativas de Ba, el
fraccionamiento feldespato potásico tiene el papel principal en este sentido.
En las rocas estudiadas, anomalías negativas de Eu ocurren junto con las de Ba, que se
refiere al fraccionamiento de feldespato potásico. Anomalía positiva en Eu es indicativo de
la ausencia de fraccionamiento de plagioclasa durante la cristalización del magma y la alta
concentración de este mineral en estas rocas. La anomalía de Europio puede ser tanto
negativa como positiva, dependiendo si la plagioclasa fue removida o acumulada,
respectivamente. La anomalía negativa de Eu es un buen indicador que el líquido estuvo
en equilibrio con las plagioclasas, ahora ausentes.
64 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Figura 4-9. Müller 1992.
Para definir un ambiente tectonomagmático, además de las características geoquímicas
de elementos de tierras raras como los diagramas spider, también se ploteo el diagrama
de (Batchelor & Bowden, 1985), basado en dos parámetros catiónicos que incluyen:
R2 = 6CA + 2Mg + Al y R1 = 4Si - 11 (Na + K) - 2 (Fe + Ti).
Las muestras de composición monzogranítica, se ubican en un ambiente syn-colisional,
característica de granitos anatécticos y tipo S, Las rocas de composición granodiorítica a
tonalítica en un ambiente de fraccionamiento del manto, y la muestra de composición
monzodiorítica en placa pre-colisional, que representa un arco magmático en el cual ocurre
subducción de la placa oceánica bajo la placa continental (Quand, 2013).
Figura 4-10. Diagrama R1-R2. (Batchelor & Bowden, 1985)
Geocronología U-Pb 66
5. Geocronología U-Pb
Se recolectaron 5 muestras para datación U-Pb en circón pertenecientes al Ortoneis, estas
tienen composición granodiorítica a monzogranítica, se encuentran localizadas en la parte
Este de la zona de estudio y la parte Sur. La localización de las muestras se encuentra en
la Figura 5-6.
Los circones de las muestras 14SACZ18, 14SACZ21A, 14SACZ21B, 14SACZ22 Y
12EPD-43-01 fueron analizados en el laboratorio de termocronología del SGC en
Bogotá, en LA-ICP-MS utilizando un espectrómetro de masas mono colector Thermo
Fisher Element II y un Láser Photon Machine 193µnm. Los análisis de ablación laser
fueron conFigurados con ráfagas de ablaciones cada 35 segundos y una cuenta de
240 disparos a una tasa de repetición de 8Hz, con un tamaño de ablación de 20 µm en
el núcleo y borde de los cristales de circón. Por cada 5 ablaciones en las muestras se
analizó un estándar (Plesovice, R33, 9500). La reducción de los datos se realizó con
el software Iolite, y los diagramas de densidad con la tabla Isoplot V. 3.7. Se excluyeron
los datos concordantes por encima del 10%. Los resultados se encuentran en el Anexo
D. La muestra 14SACZ18 tiene treinta y cuatro datos de U-Pb, la muestra 14SACZ21A
treinta y dos, 14SACZ21B cincuenta y cinco, 14SACZ22 treinta y cuatro, y finalmente
la 12EPD43-01 treinta y seis.
Geocronología U-Pb 67
5.1 Diagramas
5.1.1 14SACZ18
En el diagrama de densidad se observan dos poblaciones, la mayor con un pico de
edad aproximadamente a los 446 Ma, esta población se encuentra en el rango entre
los 398 – 488 Ma, estas edades son de núcleo. La otra población con un pico a los 207
Ma, corresponde a los bordes de los cristales y varía entre los 250 – 200 Ma.
5.1.2 14SACZ21A
En esta muestra se encuentran tres poblaciones, el pico más alto de aproximadamente
469 Ma y un rango entre los 388 – 490 Ma, otra población con un pico a los 200 Ma,
con edades que varían entre los 156 – 221 Ma. Finalmente se presentan edades con
núcleos heredados entre los 1024 – 1460 Ma.
Figura 5-1. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra 14SACZ18 y edades U-Pb de la muestra.
68 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Figura 5-2. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra 14SACZ21A.
5.1.3 14SACZ21B
En esta muestra se encuentran tres poblaciones, el pico más alto de aproximadamente
459 Ma y un rango entre los 364 – 507 Ma, se presentan además circones con núcleos
heredados entre los 945 - 1441 Ma. Se presenta un circón con un núcleo heredado de
1441 +27 Ma. y un borde de 444+8 Ma, que pude representar un evento magmático o
metamórfico de edad Ordovícico superior. (Figura 5-3).
Geocronología U-Pb 69
Figura 5-3. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra 14SACZ21B.
5.1.4 14SACZ22
Se observa un pico a 454 Ma, en un rango de edades que van de 390 – 504 Ma,
además una población entre los 291 – 342 Ma y una más pequeña a los 233 Ma que
representa una edad de borde.
Figura 5-4. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra 14SACZ22.
70 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
5.1.5 12EPD43-01
Se observan tres poblaciones, el pico más alto se encuentra a 449 Ma. En un rango
entre 412 – 495 Ma. Una segunda población entre los 368 – 406 Ma y una última entre
548 – 576 Ma.
Figura 5-5. Diagrama de densidad de probabilidades y concordia de la muestra 12EPD-43-01.
Geocronología U-Pb 71
Figura 5-6. Mapa de localización de algunas edades del Ortoneis en el Macizo de Santander junto con edades
reportadas en este estudio
Discusión y conclusiones 73
6. Discusión y Conclusiones
Para la unidad Ortoneis de Berlín en el Macizo de Santander se realizaron análisis
petrográficos, geoquímicos, termobarométricos y geocronológicos, con los cuales se
pudieron definir las características petrológicas, metamórficas y de emplazamiento de la
unidad.
A partir de las observaciones en campo y mediante petrografía se determinaron las
diferencias composicionales de los distintos Ortoneises que afloran al norte del
corregimiento de Berlín. Se identificó que la unidad presenta cambios composicionales de
Este a Oeste.
Entre los municipios de Mutiscua y Pamplona, en la quebrada la Isidora, la unidad
litológicamente corresponde a un Neis Cuarzo-feldespático con biotita, es un Ortoneis
flaser y se diferencia de los otros Ortoneises por su mayor tamaño de grano, característica
que posiblemente puede estar ligada al protolito, presenta además foliación bien
desarrollada, polígonos monominerálicos de plagioclasa, los cuales se pueden asociar al
contacto fallado con los Esquistos de Silgará, la presencia de texturas poligonales en
plagioclasa en algunas de las muestras podría indicar condiciones de deformación a alta
temperatura (Passchier, 1996).
Más al Sur en el municipio de Silos en la vía que va paralela al Río Caraba, desde la
carretera que sale del municipio hacia el noroccidente, se encuentra una buena exposición
del Ortoneis en contacto concordante con los Esquistos de Silgara, también se observan
intercalaciones de un neis máfico y un neis pelítico, además de contactos con pegmatitas,
en esta zona el Ortoneis se encuentra bastante afectado por la falla del Río Caraba, donde
se alcanzan a apreciar estrías y deslizamientos sobre la carretera, composicionalmente
encontramos un neis Monzogranítico pero con escasa biotita y con la sorpresa de algunos
cristales de granate tipo almandino en la roca que además se encuentra bastante afectada
por alteración.
74 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Continuando hacia el Noroeste, por la carretera, entrando hacia El Hatico, aflora un neis
Monzogranítico con biotita, de textura masiva, sin embargo posee una textura particular
que es la de porfidoblástos de magnetita con tamaños que pueden llegar a medir 10mm
de diámetro, tiene una abundante presencia de esfena, bien desarrollada y buen tamaño,
asociada a la presencia de magnetita, esta asociación, magnetita - esfena es considerada
como una característica determinante para definir que se está dentro de un cuerpo
ortonéisico y hacia las partes distales del contacto (Buddington, et al., 1964) este Ortoneis,
posee intercrecimientos mirmequíticos, además de bastantes pertitas, y se observa un
marcado sobrecrecimiento de plagioclasa tipo albita en los cristales de plagioclasa, dando
la impresión de ser una textura “antirapakivi”. Esto da indicios de que la roca presento
equilibrios físico-químicos incompletos en los minerales, elementos clave para definir el
grado de migración química como respuesta a un cambio de temperatura y presión.
En el sector de la quebrada de Las minas, al norte del municipio de Silos en el límite con
Vetas, se presenta un ortoneis con más contenido de plagioclasa, se observa una roca con
mayor contenido de máficos como biotita y anfíbol, una foliación bien marcada y textura
néisica, la composición varía a granodiorita. Más al W en un afloramiento sobre la carretera
que va desde El Hatico hasta la vereda Volcán amarillo se encontró un cuerpo de
composición monzodiorítica, textura néisica, foliado, y con cristales de clinopiroxeno tipo
diópsido, esta roca presenta retrogradación de piroxeno a anfíbol, bastante plagioclasa,
tipo labradorita, poco cuarzo y feldespato potásico, además de cristales de esfena bien
desarrollados como accesorios.
El Ortoneis localizado más hacia el W, por la vía Berlín- Vetas, hacia la zona del Páramo
de Santurbán, en zonas aledañas al neis de Bucaramanga posee una composición más
ferromagnesiana, aumentando el tamaño y la presencia de biotita, la estructura
predominante en este sitio es bandeada con una secuencia bien desarrollada en la
alternancia de leucosomas y melanosomas, siendo la composición de la roca una
granodiorita. Aledaño a este sector, por la carretera antigua, se encontró una roca neisica
(muestra 12ABO8), compuesta por cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, sillimanita,
granate, cordierita y crisoberilo. Es una roca leucocrática, de aspecto masivo, el granate
aparece como pequeños cristales subhedrales a cristales totalmente redondeados,
fracturados, su origen se le atribuye al desarrollo en una etapa tardía del magma con alto
contenido de Al2O3 de composición almandino,seguido de espesartina, asociado al
granate se encuentra la sillimanita de aspecto fibroso, el crisoberilo es de hábito prismático,
Discusión y conclusiones 75
algunos presentan zonación en reloj de arena o sectorial, en muestra de mano se ven
como cristales de color amarillo verdoso claro, vítreo, con tamaños que varían de 1 – 3 mm
a lo largo del eje c, se encuentra asociado a colas de sillimanita; algunos autores sugieren
un origen metamórfico del crisoberilo (CBL),que se encuentra como mineral accesorio en
algunas pegmatitas, las relaciones texturales y la paragénesis sugieren un origen sin-
cinemático bajo condiciones metamórficas de alto grado relacionadas a zonas de cizalla
por la reacción:
Berilo + albita + moscovita crisoberilo + cuarzo + álcalis + fluidos + silimanita.
De acuerdo con esta reacción, berilo + moscovita + albita representan la paragénesis
ortomagmática primaria de las facies aplita en la pegmatita y silimanita + crisoberilo +
cuarzo son producto de metamorfismo, claramente restringidos a pequeñas zonas de
cizalla de centímetros de espesor. (Beurlen, et al., 2013).
Finalmente en cuanto a las diferencias relacionadas con el desarrollo de la foliación, se
observa que existe una variación en sentido NE, al norte de Mutiscua, la foliación se
encuentra bien desarrollada, en sentido NW, el contacto del cuerpo con los esquistos de
Silgará es fallado.
Continuando con el estudio de la unidad se realizaron análisis de química mineral en 17
secciones delgadas pulidas.
La plagioclasa presente varia composicionalmente de oligoclasa a andesina (con
excepción del neis monzodiorítico, en el cual es labradorita).
La Plagioclasa presenta zonaciones normales, sin embargo algunas de ellas presentan
abruptas “zonaciones” o sobrecrecimientos que denotan un cambio drástico en la
temperatura o presión de formación del mineral. (Muestra 14SACZ21B).
La biotita es el máfico más común en la unidad, se presenta con un paralelismo bien
definido correlacionable con la foliación regional lo que pone de manifiesto un evento
metamórfico común que afectó a las unidades del macizo. Las biotitas se clasificaron en
la serie subalcalina - calcoalcalina (Nachit, et al., 1985). Esto implicaría que se habrían
formado a partir de un magma calco-alcalino. Las biotitas estudiadas muestran
composiciones enriquecidas en la molécula de annita (Speer, 1984), con razones
Fe/(Fe+Mg)> 0,5. Según el diagrama discriminante entre biotita primaria (marrón), primaria
76 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
reequilibrada y secundaria, el quimismo en la biotita estaría más relacionado con la
composición del protofito que con los parámetros de temperatura o presión.
Todos los anfíboles analizados poseen (Ca+Na)B > 1 y NaB < 0,5, por lo tanto se clasifica
como anfíbol cálcico, El anfíbol se clasifico en el sentido de (Leake, et al., 1997), como
ferro-pargasita, estos anfíboles muestran razones Mg/(Mg+Fe) entre 0,3 y 0,5.
Los Óxidos de hierro presentes en la unidad, presentan texturas de desequilibrio,
enrejamiento o lamelas de Ilmenita distribuida en los planos {111} de la magnetita, esta
característica indica un enfriamiento relativamente lento de la roca, combinado con una
mayor fO2 que debió haber favorecido las reacciones de oxidación / exsolución de ilmenita
en magnetita (Buddington & Lindsley, 1964), asociado a la magnetita se encuentran
cristales subhedrales de titanita, lo que sugiere etapas de oxidación subsolidus
(Carmichael & Nicholls, 1967). Un ajuste por recristalización es posible a altas
temperaturas llevando a la formación de ilmenita y a temperaturas más bajas la ilmenita
se limita a exsoluciones en forma de lamelas y conforme el enfriamiento avanza, el rango
de difusión iónica disminuye y produce texturas similares.
Los granates analizados presentaron zonaciones inversas y otros (muestra 12ABO8) se
encuentran homogenizados, la zonación en granates es fuertemente dependiente de la
temperatura, ausencia de zonación o zonaciones de Mn inversa son esperables en
granates cristalizados esencialmente por encima de los 700 ºC. La zonación inversa, con
una extensa región central sin zonación, revela que la mayor parte del granate cristalizó
por encima de 700 ºC (alta difusión y consecuente homogenización del Mn) y, sólo su
borde marginal, lo hizo por debajo de esta temperatura, la fase retrograda se evidencia con
los granates con bordes ricos en Mn, y cuando hay un metamorfismo prógrado, los
granates comienzan a homogenizarse, esto, por encima de los 600°C - 700°C,
dependiendo de la duración de las condiciones de alta temperatura y el tamaño del cristal,
entonces la homogenización en los granates es ocasionada por temperaturas elevadas
que dan a lugar a procesos de difusión y re-equilibrio del mineral, aunque granates sin
zonación son característicos en las rocas metamórficas del alto grado, su contenido de
espesartina es mucho más bajo que el de cualquier granate ígneo, logrando diferenciarse
de esta manera.
Las asociaciones minerales y los diagramas de equilibrio (¡Error! No se encuentra el
origen de la referencia.) permitieron determinar que hay un aumento de temperatura de
Discusión y conclusiones 77
E a W con un máximo de temperatura en la zona del páramo de Santurban (temperaturas
de casi 900°C) en una roca con una asociación mineral de Granate + Fe-Cordierita +
Sillimanita + Cuarzo + Feldespato potásico + Plagioclasa + Crisoberilo, estas temperaturas
altas probablemente se asocian a un evento de migmatización, provocando una
modificación en la composición química y distribución de los elementos de algunas fases,
como en el caso del granate (Urueña-Suarez, C. & Zuluaga, C., 2011). Hacia el sector de
Cuestaboba las temperaturas más bajas calculadas se encuentran en 500°C.
La petrogénesis de los granitoides involucra diversos factores que incluyen el ambiente
tectónico, el tipo de fuente inicial del magmatismo (manto y/o corteza), las condiciones de
fusión parcial y los procesos de evolución magmática, tales como cristalización
fraccionada, cristalización fraccionada con asimilación de material cortical y mezcla de
magmas. En el área de estudio se determinaron geoquímicamente 4 tipos de composición
de la unidad,
Según los diagramas de discriminación tectónica de (Pearce, et al., 1984) el protolito de
las rocas del Ortoneis en el Macizo de Santander fueron granitos de arco volcánico - VAG
formados en márgenes continentales activas, también se observa una disposición de las
muestras a granitos sin colisiónales, asimismo presentan una tendencia evolutiva de
carácter sub alcalino, calco-alcalino de alto K, tienen características netamente
peraluminosas como lo indica el índice de Shand mayor que 1 con paragénesis minerales
como sillimanita, cordierita y granate, clasificándose los ortoneises de protolito
monzogranítico como granitos tipo S, las muestras de composición granodiorítica a
tonalítica tienen tendencia metaluminosa que puede relacionarse a procesos de fusión
parcial y cristalización fraccionada de magmas provenientes del manto en zonas de
subducción (Frost, et al., 2001).
Por último los análisis geocronológicos mostraron edades discordantes entre núcleo y
borde, para todas las muestras. Para la muestra 14SACZ18 se tienen una discordia con
dos interceptos uno a 612 ± 78 Ma y el otro a 190 ± 94 Ma. Para la muestra 14SACZ22, el
intercepto superior es a 542 ± 69 Ma y el inferior a 219 ± 130 Ma. Para la muestra
14SACZ21B, el intercepto superior es a 1467 ± 74 Ma y el inferior a 444 ± 17 Ma. Para la
muestra 12-EPD-43-01 está en el rango 577-444 Ma, es decir, que se habría desarrollado
entre el Cambro-Ordovícico y el Silúrico inferior, siendo representativas del magmatismo
famatiniano.
78 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
7. Conclusiones
La unidad Ortoneis de Berlín es un cuerpo metamórfico que presenta diferencias
composicionales y texturales, variando de monzograníticas a monzodioríticas de Este a
Oeste, desde el municipio de Mutiscua hasta Tona. En general presenta un buen desarrollo
en cuanto a la foliación, con una dirección predominante en sentido NW, que se desarrolla
a medida que aumenta el grado metamórfico, variando de masiva a néisica.
Petrográficamente se identificaron texturas flaser, recristalización, sobrecrecimientos,
zonaciones, evidencias de retrogradación, segregación de óxidos de hierro y titanio,
albitización de plagioclasa y ligera cloritización de biotita; evidenciando ajustes parciales
de presión y temperatura.
Estudios de campo, petrográficos y geoquímicos indican que el Ortoneis de Berlín consiste
en una variación composicional que va de monzogranitica a monzodiorítica.
Las características geoquímicas del protolito del Ortoneis monzogranítico corresponden a
un magma félsico de la serie calco-alcalina, con composiciones de afinidad peraluminosas,
y un ambiente de formación de margen continental activo, como granitos de arco volcánico
y se clasifica como granitoide de tipo S, el ortoneis de composición granodiorítica a
monzodiorítica presenta características metaluminosas y tiene tendencia a ser un granito
tipo I.
Anomalías negativas de Nb y Ti junto con anomalías positivas de Rb, Ba, K y Pb en los
diagramas spider son indicativos de un ambiente de subducción, en un ambiente tectónico
de emplazamiento de tipo transicional entre regiones de arco volcánico y syn-colisional.
Los circones analizados presentan edades de cristalización que se encuentran entre los
577 a 444 Ma desarrollado entre el Cambro-Ordovícico y el Silúrico inferior, con edades de
borde entre los 270 – 170 Ma que son el resultado de un evento térmico triásico – jurásico.
Con base a los resultados obtenidos en el presente estudio, se puede concluir que la
unidad Ortoneis de Berlín representa una actividad intrusiva desarrollada entre el entre el
Cambro-Ordovícico y el Silúrico inferior, siendo representativas del magmatismo
famatiniano, presenta características netamente peraluminosas con un índice de Shand
que varía de 1 a 1.3; además, su alto contenido en biotita en la gran mayoría de las
Discusión y conclusiones 79
muestras y una mineralogía como, cordierita, granate o polimorfos de aluminio en algunas
muestras se puede clasificar como un granito tipo S, de la misma forma presentan una
tendencia evolutiva de carácter calcoalcalino. Se define, en base al diagrama Rb/Si02 y a
las evidencias petrográficas y geoquímicas un ambiente tectónico de emplazamiento de
tipo transicional entre regiones de arco volcánico y sin-colisional, en niveles someros de la
corteza.
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90 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
B. Anexo: Resultados de geoquímica de roca total.
12-ABO-13
12-ABO-18
12-ABO-8
12CHS19
12-EPD-30-1
12-EPD-35-01
12-EPD-37-01
12-SACZ-08
12-SACZ-08B
14-SACZ-18
SiO2 75,38 75,01 73,27 70,77 76,08 78,58 73,48 76,41 74,92 75,34 Al2O3
13,23 14,01 15,40 13,40 12,07 12,24 14,91 12,57 13,17 13,38 Fe2O3
2,09 0,70 1,04 3,10 2,23 1,17 1,06 2,14 2,25 1,10 CaO 1,39 2,81 0,85 4,87 0,80 0,69 1,71 2,29 1,35 2,30 MgO 0,39 0,13 0,05 1,14 0,13 0,06 0,16 0,20 0,35 0,36 Na2O
3,15 4,60 3,30 2,74 2,42 2,74 3,53 4,23 3,02 3,26 K2O 4,14 0,82 5,89 0,41 4,73 5,07 4,69 1,75 5,27 2,48 Cr2O3
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 TiO2 0,18 0,04 0,00 0,44 0,20 0,05 0,07 0,34 0,33 0,11 MnO 0,05 0,02 0,24 0,06 0,05 0,07 0,02 0,05 0,05 0,03 P2O5
0,05 0,02 0,03 0,07 0,03 0,01 0,06 0,07 0,07 0,03 SrO 0,02 0,05 0,01 0,06 0,02 0,01 0,05 0,02 0,02 0,05 BaO 0,07 0,03 0,03 0,00 0,16 0,01 0,07 0,02 0,07 0,06 TOTAL
100,14 98,24 100,12 97,08 98,92 100,70 99,82 100,10 100,87 98,51 ppm
Ag 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 As 13,00 5,00 2,50 8,00 5,00 6,00 10,00 8,00 7,00 2,50 Cd 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 0,25 Co 3,00 1,00 0,50 5,00 1,00 1,00 1,00 0,50 2,00 1,00 Cu 2,00 4,00 2,00 1,00 2,00 7,00 6,00 2,00 2,00 3,00 Li 40,00 10,00 10,00 10,00 20,00 5,00 5,00 5,00 10,00 10,00 Mo 0,50 1,00 0,50 0,50 1,00 0,50 0,50 0,50 0,50 0,50 Ni 1,00 0,50 2,00 1,00 0,50 0,50 0,50 0,50 0,50 2,00 Pb 46,00 14,00 89,00 1,00 37,00 31,00 26,00 6,00 12,00 14,00 Sc 7,00 2,00 0,50 16,00 12,00 5,00 2,00 7,00 6,00 3,00 Tl 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 5,00 Zn 45,00 10,00 16,00 17,00 57,00 14,00 13,00 24,00 33,00 16,00 Ba 702,00 296,00 261,00 48,70 1495,00 87,20 653,00 178,50 620,00 520,00 Ce 56,70 31,00 20,30 64,10 190,00 31,60 13,30 110,00 106,00 11,20 Cr 20,00 20,00 20,00 20,00 20,00 10,00 20,00 20,00 20,00 20,00 Cs 3,64 0,60 3,05 0,32 2,28 1,05 2,51 0,24 2,46 1,99 Dy 3,89 2,32 5,14 6,69 4,97 6,43 1,24 10,80 7,66 3,00 Er 1,88 1,45 1,52 3,93 3,56 6,07 0,93 6,90 4,94 2,37 Eu 0,63 0,67 0,25 1,13 1,01 0,28 0,49 1,48 1,33 0,71 Ga 14,90 15,00 21,30 15,00 17,70 12,70 20,00 20,00 17,70 16,20 Gd 5,05 1,93 4,43 6,40 5,12 5,33 1,18 9,82 7,88 2,34 Hf 4,00 1,00 6,10 5,80 7,00 3,10 1,60 6,40 7,00 2,00 Ho 0,64 0,46 0,56 1,28 1,11 1,69 0,23 2,23 1,60 0,70 La 27,00 16,60 8,40 28,00 40,40 10,30 5,60 50,70 52,10 7,50 Lu 0,30 0,25 0,16 0,60 0,57 1,27 0,30 1,02 0,75 0,47 Nb 18,60 2,90 9,10 12,60 15,20 14,00 4,50 17,90 12,30 5,60 Nd 23,20 10,30 8,60 27,00 34,60 12,70 5,20 44,20 38,70 5,70 Pr 6,66 3,13 2,52 7,24 9,97 3,29 1,43 12,40 11,25 1,64 Rb 181,00 22,40 182,50 3,60 162,50 159,00 153,50 45,20 194,50 80,70 Sm 5,07 2,08 4,21 6,25 6,57 3,62 0,89 9,12 7,38 1,44 Sn 5,00 1,00 13,00 6,00 3,00 2,00 2,00 5,00 6,00 2,00 Sr 167,00 342,00 82,10 396,00 71,20 58,10 376,00 86,80 97,60 296,00 Ta 1,80 0,30 2,00 0,90 0,80 0,80 0,60 1,60 0,90 0,90 Tb 0,73 0,35 1,02 1,07 0,88 1,02 0,20 1,51 1,27 0,42 Th 16,20 4,20 6,35 11,85 22,60 23,30 3,11 26,20 26,10 7,74 Tm 0,28 0,23 0,24 0,63 0,59 1,07 0,19 1,08 0,71 0,41 U 3,38 1,35 14,35 3,42 2,96 4,51 1,65 4,11 3,70 5,49 V 16,00 2,50 2,50 70,00 2,50 2,50 5,00 19,00 23,00 15,00 W 1,00 1,00 0,50 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 0,50 2,00 Y 19,10 14,20 25,30 35,80 28,40 44,80 8,90 62,10 45,00 22,00 Yb 1,78 1,34 1,49 3,72 3,63 7,65 1,30 6,80 5,13 2,82 Zr 121,00 30,00 79,00 226,00 240,00 67,00 52,00 217,00 251,00 72,00
Anexos 91
C. Anexo: Tablas de química mineral
Fórmula estructural de la mica a 22 O = (OH, F, Cl)
Muestra
14SACZ 20
14SACZ 22
15SACZ 55
15SACZ 56
15SACZ 57
15SACZ 62
15SACZ 63
15SACZ 64
12-EPD-35-01
Punto 1 2 1 2 1 2 1 3 1 2 1 2 1 2 1 2 1 2
SiO2 35,47 35,16 34,29 34,40 35,68 35,85 35,65 35,60 35,22 35,19 36,21 36,38 35,16 35,60 34,81 34,70 35,50 35,56
TiO2 3,27 3,39 3,56 3,71 3,15 3,45 3,70 3,50 3,61 3,53 3,94 3,96 3,76 3,71 2,38 2,46 3,43 3,43
Al2O3 14,77 14,91 14,82 14,11 13,47 13,24 14,99 14,44 16,99 16,99 15,66 15,49 17,33 17,13 15,77 15,76 14,15 14,86
FeOt 23,95 23,55 30,01 30,46 25,62 25,53 23,09 24,04 21,93 21,39 19,58 19,49 23,73 23,46 25,40 24,94 21,25 21,25
MnO 0,35 0,34 0,71 0,71 0,47 0,49 0,40 0,43 0,47 0,44 0,30 0,28 0,67 0,68 0,72 0,76 0,60 0,60
MgO 7,66 7,82 2,44 2,43 7,40 7,54 7,84 7,64 7,56 7,50 9,02 9,13 5,92 6,06 5,76 5,64 9,75 9,73
CaO 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00
Na2O 0,16 0,20 0,12 0,13 0,09 0,12 0,19 0,23 0,21 0,17 0,15 0,14 0,10 0,08 0,04 0,05 0,11 0,11
K2O 9,40 9,44 9,19 9,22 9,34 9,43 9,42 9,09 9,44 9,49 9,60 9,55 9,47 9,35 9,60 9,65 9,63 9,63
Suma 95,03 94,81 95,14 95,18 95,22 95,64 95,26 94,98 95,42 94,69 94,46 94,42 96,14 96,09 94,47 93,96 94,41 95,17
Valores moleculares
SiO2 0,59 0,59 0,57 0,57 0,59 0,60 0,59 0,59 0,59 0,59 0,60 0,61 0,59 0,59 0,58 0,58 0,59 0,59
TiO2 0,04 0,04 0,04 0,05 0,04 0,04 0,05 0,04 0,05 0,04 0,05 0,05 0,05 0,05 0,03 0,03 0,04 0,04
Al2O3 0,14 0,15 0,15 0,14 0,13 0,13 0,15 0,14 0,17 0,17 0,15 0,15 0,17 0,17 0,15 0,15 0,14 0,15
92 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
FeOt 0,33 0,33 0,42 0,42 0,36 0,36 0,32 0,33 0,31 0,30 0,27 0,27 0,33 0,33 0,35 0,35 0,30 0,30
MnO 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
MgO 0,19 0,19 0,06 0,06 0,18 0,19 0,19 0,19 0,19 0,19 0,22 0,23 0,15 0,15 0,14 0,14 0,24 0,24
CaO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Na2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
K2O 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10 0,10
BaO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
SrO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
F 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Cl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Suma 1,41 1,40 1,35 1,35 1,41 1,42 1,41 1,41 1,40 1,39 1,41 1,41 1,39 1,39 1,37 1,36 1,42 1,43
OH calc 4,97 5,20 4,86 4,82 4,79 4,36 4,74 5,02 4,58 5,31 5,54 5,58 3,86 3,91 5,53 6,04 5,59 4,83
Si 5,58 5,54 5,57 5,60 5,66 5,66 5,57 5,60 5,45 5,48 5,60 5,62 5,45 5,50 5,56 5,57 5,57 5,53
AlIV 2,42 2,46 2,43 2,40 2,34 2,34 2,43 2,40 2,55 2,52 2,40 2,38 2,55 2,50 2,44 2,43 2,43 2,47
Suma 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00 8,00
AlVI 0,32 0,31 0,41 0,31 0,17 0,12 0,33 0,28 0,55 0,59 0,45 0,44 0,61 0,62 0,53 0,55 0,19 0,25
Ti 0,39 0,40 0,44 0,46 0,38 0,41 0,43 0,41 0,42 0,41 0,46 0,46 0,44 0,43 0,29 0,30 0,40 0,40
Fe3+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe2+ 3,15 3,10 4,08 4,15 3,40 3,37 3,02 3,16 2,84 2,78 2,53 2,52 3,07 3,03 3,39 3,35 2,79 2,76
Mn 0,05 0,05 0,10 0,10 0,06 0,06 0,05 0,06 0,06 0,06 0,04 0,04 0,09 0,09 0,10 0,10 0,08 0,08
Mg 1,80 1,84 0,59 0,59 1,75 1,77 1,82 1,79 1,74 1,74 2,08 2,10 1,37 1,40 1,37 1,35 2,28 2,25
Suma 5,70 5,69 5,61 5,61 5,75 5,74 5,65 5,70 5,62 5,59 5,55 5,55 5,58 5,57 5,68 5,65 5,74 5,74
Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Na 0,05 0,06 0,04 0,04 0,03 0,04 0,06 0,07 0,06 0,05 0,04 0,04 0,03 0,02 0,01 0,02 0,03 0,03
K 1,89 1,90 1,90 1,92 1,89 1,90 1,88 1,82 1,86 1,88 1,89 1,88 1,87 1,84 1,96 1,98 1,93 1,91
Anexos 93
Ba 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Sr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Suma 1,93 1,96 1,94 1,96 1,92 1,93 1,93 1,90 1,93 1,94 1,94 1,92 1,90 1,87 1,97 1,99 1,96 1,94
F 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Cl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Suma 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Suma de cationes 15,63 15,65 15,55 15,57 15,67 15,67 15,59 15,60 15,54 15,52 15,49 15,47 15,48 15,44 15,65 15,64 15,70 15,68
# mg 0,36 0,37 0,12 0,12 0,34 0,34 0,37 0,36 0,38 0,38 0,45 0,45 0,30 0,31 0,28 0,28 0,44 0,44
% Annita (Ann) 63,68 62,83 87,34 87,54 66,01 65,50 62,30 63,82 61,94 61,52 54,89 54,50 69,20 68,46 71,22 71,28 55,01 55,06
%Flogopita (Phl) 36,32 37,17 12,66 12,46 33,99 34,50 37,70 36,18 38,06 38,48 45,11 45,50 30,80 31,54 28,78 28,72 44,99 44,94
Anexos 94
Anfíbol normalizado a 22 (O)
Analisis (wt%)
38-01-Amp1-1 38-01-Amp1-2 16SACZ31-Amp3 16SACZ31-Amp4 15SACZ55-C3-AMP-C-1 15SACZ55-C3-AMP-
M-2
SiO2 40,53 40,41 39,67 39,77 39,996 40,201
TiO2 0,98 0,99 1,17 1,27 0,960 0,969
Al2O3 13,57 13,50 11,37 11,19 11,848 11,626
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
MnO 0,29 0,31 0,80 0,76 0,738 0,728
FeO 21,74 21,43 22,73 22,76 23,987 23,804
MgO 6,99 7,16 6,12 6,09 5,220 5,332
CaO 11,19 11,26 11,54 11,59 10,648 10,673
Na2O 1,76 1,77 1,46 1,52 1,824 1,847
K2O 1,23 1,18 1,74 1,74 1,424 1,411
O=F,Cl (calc)
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
inicial Total
98,29 98,01 96,60 96,69 96,65 96,59
Fe3+/ΣFe inicial
0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
Mn3+/ΣMn inicial
0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
Fe3+/ΣFe utilizado
0,168 0,175 0,131 0,109 0,110 0,067
Mn3+/ΣMn
utilizado 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
MnO 0,29 0,31 0,80 0,76 0,74 0,73
Mn2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
FeO 18,09 17,68 19,75 20,28 21,35 22,21
Fe2O3 4,06 4,17 3,31 2,76 2,93 1,77
H2O+ 1,96 1,96 1,93 1,93 1,93 1,92
Total 100,66 100,39 98,86 98,89 98,87 98,69
Grupo OH,F,Cl OH,F,Cl OH,F,Cl OH,F,Cl OH,F,Cl OH,F,Cl
Subgrupo
(OH,F,Cl) Ca Ca Ca Ca Ca Ca
Especies ferro-pargasita ferro-pargasita hastingsita ferro-pargasita ferro-pargasita ferro-pargasita
Anexos 95
Formula
(Na0,423K0,238)Σ0,661 (Ca1,821Na0,095Fe0,0
46Mn0,038)Σ2 (Feii2,253Mg1,584Al0,588FeIII0,464Ti0,112)Σ5,001 (Si6,158Al1,842)Σ8
O22 ((OH)2)Σ2
(Na0,434K0,229)Σ0,663
(Ca1,837Na0,087Mn0,039Fe0,037)Σ2
(Feii2,214Mg1,625Al0,572FeIII0,476Ti0,113)Σ5 (Si6,15Al1,85)Σ8
O22 ((OH)2)Σ2
(Na0,415K0,349)Σ0,764 (Ca1,946Na0,029Mn0,02
5)Σ2 (Feii2,6Mg1,435FeIII0,392Al0,353Ti0,138Mnii0,082)Σ5 (Si6,244Al1,756)Σ8
O22 ((OH)2)Σ2
(Na0,44K0,349)Σ0,789 (Ca1,956Na0,023Mn0,02)Σ
1,999 (Feii2,671Mg1,429Al0,341FeIII0,327Ti0,151Mnii0,08)Σ4
,999 (Si6,264Al1,736)Σ8 O22 ((OH)2)Σ2
(Na0,449K0,286)Σ0,735 (Ca1,797Na0,108Mn0,095)Σ
2 (Feii2,811Mg1,226Al0,498FeIII0,349Ti0,114Mnii0,003)Σ
5,001 (Si6,299Al1,701)Σ8 O22 ((OH)2)Σ2
(Na0,492K0,284)Σ0,776
(Ca1,805Mn0,097Na0,074Fe0,023)Σ1,999 (Feii2,909Mg1,255Al0,51FeIII0,211Ti0,11
5)Σ5 (Si6,347Al1,653)Σ8
O22 ((OH)2)Σ2 T (idealmente 8 apfu)
Si 6,158 6,150 6,244 6,264 6,299 6,347
P
Be
Al 1,842 1,850 1,756 1,736 1,701 1,653
Ti
Fe3+
T subtotal
8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000
C (idealmente 5 apfu)
Ti 0,112 0,113 0,138 0,151 0,114 0,115
Al 0,588 0,572 0,353 0,341 0,498 0,510
Cr
Fe3+ 0,464 0,476 0,392 0,327 0,349 0,211
Fe2+ 2,253 2,214 2,600 2,671 2,811 2,909
Mg 1,584 1,625 1,435 1,429 1,226 1,255
C subtotal
5,001 5,000 5,000 4,999 5,001 5,000
B (idealmente 2 apfu)
Mn2+ 0,038 0,039 0,025 0,020 0,095 0,097
Fe2+ 0,046 0,037 0,023
Mg
Ca 1,821 1,837 1,946 1,956 1,797 1,805
Na 0,095 0,087 0,029 0,023 0,108 0,074
B subtotal
2,000 2,000 2,000 1,999 2,000 1,999
A ( 0 - 1 apfu)
Ca
96 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Na 0,423 0,434 0,415 0,440 0,449 0,492
K 0,238 0,229 0,349 0,349 0,286 0,284
A subtotal
0,661 0,663 0,764 0,789 0,735 0,776
O (non-W)
22,000 22,000 22,000 22,000 22,000 22,000
W (idealmente 2 apfu)
OH 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000
W subtotal
2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000
Sum T,C,B,A
15,662 15,663 15,764 15,787 15,736 15,775
Anexos 97
Piroxeno normalizado a 6 (O) y 4 cationes
Muestra 16SACZ17 16SACZ17 16SACZ17 16SACZ17 16SACZ17 16SACZ17
Análisis Px1-1 Px1-2 Px2-1 Px2-2 Px3-1 Px3-2
SiO2 54,03 53,85 53,54 54,27 53,63 54,22
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Al2O3 0,81 0,93 1,02 0,85 1,05 0,71
FeOt 7,93 8,00 7,55 7,80 7,39 7,93
MnO 0,39 0,41 0,39 0,43 0,37 0,43
MgO 13,24 13,20 13,16 13,37 13,36 13,42
CaO 23,05 23,28 23,14 23,29 23,34 23,18
Na2O 0,58 0,59 0,54 0,39 0,57 0,39
NiO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Cr2O3 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01
Suma 100,02 100,26 99,34 100,40 99,70 100,29
Nº de oxígenos 6 6 6 6 6 6
Nº de cationes 4 4 4 4 4 4
Factor 2,23 2,23 2,25 2,22 2,24 2,23
% Óxidos/P.M.*Factor*Nº oxígenos
Si 4,02 4,00 4,00 4,02 4,00 4,02
Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Al 0,05 0,06 0,07 0,06 0,07 0,05
Fet 0,25 0,25 0,24 0,24 0,23 0,25
Mn 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Mg 0,73 0,73 0,73 0,74 0,74 0,74
Ca 0,92 0,93 0,93 0,92 0,93 0,92
Na 0,02 0,02 0,02 0,01 0,02 0,01
Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Suma 6,00 6,00 6,00 6,00 6,00 6,00
Nº cationes / Nº oxígenos
Si 2,01 2,00 2,00 2,01 2,00 2,01
Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Al 0,04 0,04 0,04 0,04 0,05 0,03
Fet 0,25 0,25 0,24 0,24 0,23 0,25
Mn 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Mg 0,73 0,73 0,73 0,74 0,74 0,74
Ca 0,92 0,93 0,93 0,92 0,93 0,92
Na 0,04 0,04 0,04 0,03 0,04 0,03
98 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Suma 4,00 4,00 3,99 3,99 4,00 3,99
Fe3+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe2+ 0,25 0,25 0,24 0,24 0,23 0,25
Análisis recalculado con Fe2+ y Fe3+
SiO2 54,03 53,85 53,54 54,27 53,63 54,22
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Al2O3 0,81 0,93 1,02 0,85 1,05 0,71
Fe2O3 0,00 0,12 0,00 0,00 0,00 0,00
FeO 7,93 7,89 7,55 7,80 7,39 7,93
MnO 0,39 0,41 0,39 0,43 0,37 0,43
MgO 13,24 13,20 13,16 13,37 13,36 13,42
CaO 23,05 23,28 23,14 23,29 23,34 23,18
Na2O 0,58 0,59 0,54 0,39 0,57 0,39
NiO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Cr2O3 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01
Suma 100,02 100,27 99,34 100,40 99,70 100,29
Si 2,01 2,00 2,00 2,01 2,00 2,01
Aliv 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Suma 2,01 2,00 2,00 2,01 2,00 2,01
Alvi 0,04 0,04 0,04 0,04 0,04 0,03
Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe3+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Mg 0,73 0,73 0,73 0,74 0,74 0,74
Fe2+ 0,25 0,25 0,24 0,24 0,23 0,25
Mn 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Ca 0,92 0,93 0,93 0,92 0,93 0,92
Na 0,04 0,04 0,04 0,03 0,04 0,03
Suma 1,99 2,00 1,99 1,98 2,00 1,98
Suma de cationes 4,00 4,00 3,99 3,99 4,00 3,99
% Enstatita (En) 38 38 38 39 39 39
% Ferrosilita (Fs) 14 14 13 13 13 13
% Wollastonita (Wo) 48 48 49 48 49 48
Anexos 99
Formula unidad de Granate y calculador del miembro extremo, basado en 12 oxígenos y con Fe2 + / Fe3 + calculado asumiendo plena ocupación del sitio
Muestra 15SACZ63 15SACZ63 15SACZ64 15SACZ64 EPD-35-01 EPD-35-01 12ABO8 12ABO8
Análisis Grt2-1 Grt2-2 Grt9-1 Grt9-2 C1-Grt1 C1-Grt2 C2-Grt2-1 C2-Grt2-2
SiO2 36,40 36,81 37,59 37,24 37,64 37,21 37,73 37,83
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Al2O3 21,16 21,05 21,01 21,47 21,83 21,41 20,92 20,71
FeO 21,89 21,88 20,31 22,55 17,00 16,84 26,63 26,98
MnO 11,75 11,95 12,94 11,04 17,89 18,18 10,70 10,88
MgO 0,83 0,81 0,84 0,73 1,56 1,65 1,95 2,02
CaO 7,47 7,44 6,84 6,39 4,18 4,13 1,45 1,34
Na2O 0,04 0,02 0,06 0,04 0,00 0,00 0,05 0,03
# oxígenos 12 12 12 12 12 12 12 12
SiO2 36,40 36,81 37,59 37,24 37,64 37,21 37,73 37,83
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Al2O3 21,16 21,05 21,01 21,47 21,83 21,41 20,92 20,71
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe2O3 0,28 0,31 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
FeO 21,64 21,60 20,31 22,55 17,00 16,84 26,63 26,98
MnO 11,75 11,95 12,94 11,04 17,89 18,18 10,70 10,88
MgO 0,83 0,81 0,84 0,73 1,56 1,65 1,95 2,02
NiO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
ZnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
CaO 7,47 7,44 6,84 6,39 4,18 4,13 1,45 1,34
Total 99,52 99,98 99,53 99,41 100,09 99,43 99,38 99,76
Si 2,95 2,97 3,02 2,99 2,99 2,99 3,04 3,05
Al iv 0,05 0,03 0,00 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00
Al vi 1,98 1,98 2,00 2,04 2,05 2,03 2,00 1,97
Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
100 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe3+ 0,02 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe2+ 1,47 1,46 1,39 1,57 1,20 1,17 1,84 1,85
Mn 0,81 0,82 0,88 0,75 1,21 1,24 0,73 0,74
Mg 0,10 0,10 0,10 0,09 0,18 0,20 0,23 0,24
Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Zn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Ca 0,65 0,64 0,59 0,55 0,36 0,36 0,13 0,12
Total 8,03 8,02 7,98 8,00 8,00 8,00 7,97 7,97
Fe/(Fe+Mg) 0,94 0,94 0,93 0,95 0,87 0,86 0,89 0,88
Almandino 47,26 47,54 47,00 53,00 40,70 39,56 62,84 62,66
Andradita 0,86 0,94 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Grosularia 21,12 20,72 19,87 18,61 12,09 12,00 4,28 3,92
Piropo 3,42 3,29 3,39 2,97 6,27 6,68 7,99 8,23
Espesartina 27,33 27,51 29,75 25,43 40,94 41,75 24,89 25,19
Uvarovita 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
7,00 11,00 9,00 17,00 1,00 2,00 1,00 2,00
Fe/(Fe+Mg) 0,52 0,50 0,93 0,95 0,87 0,86 0,89 0,88
Almandino 0,47 0,48 0,47 0,53 0,41 0,40 0,63 0,63
Andradita 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Grosularia 0,21 0,21 0,20 0,19 0,12 0,12 0,04 0,04
Piropo 0,03 0,03 0,03 0,03 0,06 0,07 0,08 0,08
Espesartina 0,27 0,28 0,30 0,25 0,41 0,42 0,25 0,25
Anexos 101
Muestra 12 ABO 8 Crd-1 Crd-2 SiO2 47,75 64,69
TiO2 0,00 0,00
Al2O3 28,72 21,93
FeO 12,61 0,02
MnO 1,87 0,00
MgO 3,88 0,00
CaO 0,00 0,00
Na2O 1,84 9,06
K2O 0,00 0,31
TOTAL 96,66 96,02
Mol Prop
SiO2 0,79 1,08
TiO2 0,00 0,00
Al2O3 0,28 0,22
FeO 0,18 0,00
MnO 0,03 0,00
MgO 0,10 0,00
CaO 0,00 0,00
Na2O 0,03 0,15
K2O 0,00 0,00
At Prop O
SiO2 1,59 2,15
TiO2 0,00 0,00
Al2O3 0,84 0,65
FeO 0,18 0,00
MnO 0,03 0,00
MgO 0,10 0,00
CaO 0,00 0,00
Na2O 0,03 0,15
K2O 0,00 0,00
TOTAL 2,76 2,95
No Oxígenos 18,00 18,00
T2 6,52 6,10
No aniones
SiO2 10,36 13,15
TiO2 0,00 0,00
Al2O3 5,51 3,94
FeO 1,14 0,00
MnO 0,17 0,00
MgO 0,63 0,00
CaO 0,00 0,00
Na2O 0,19 0,89
K2O 0,00 0,02
TOTAL 18,00 18,00
Formula
Si 5,18 6,57
Ti 0,00 0,00
Al 3,67 2,63
Fe2+ 1,14 0,00
Mn 0,17 0,00
Mg 0,63 0,00
Ca 0,00 0,00
Na 0,39 1,79
K 0,00 0,04
102 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
D. Anexo: Tabla de resultados de geocronología
Muestra
Edad 206Pb_238U
2sigma (%error)
207Pb_235U 2sigma (%error)
206Pb_238U 2sigma (%error)
Edad 207Pb_235U
18_1 411,18 0,0014 0,528 0,032 0,0662 0,0018 438 18_10 467,09 0,00086 0,632 0,019 0,07554 0,0015 500 18_15 458,65 0,001 0,595 0,032 0,074 0,0016 474 18_17 444,16 0,00076 0,619 0,018 0,07188 0,0014 488 18_18 434,23 0,0011 0,5585 0,0093 0,0699 0,0016 451 18_19 427,19 0,00061 0,543 0,013 0,06872 0,0013 440 18_2 209,25 0,00027 0,2362 0,0062 0,03303 0,00061 215
18_20 443,28 0,0011 0,564 0,021 0,0713 0,0016 453 18_21 398,08 0,00046 0,4997 0,0083 0,06392 0,0011 411 18_22 430,72 0,00061 0,554 0,012 0,06935 0,0013 447 18_24 481,1 0,0015 0,641 0,047 0,0778 0,002 497 18_26 353,89 0,0004 0,4315 0,0064 0,0566 0,001 364 18_29 206,62 0,0002 0,2313 0,0046 0,03263 0,00057 211 18_3 441,11 0,00094 0,58 0,023 0,07112 0,0015 462
18_31 388,33 0,00081 0,478 0,012 0,06219 0,0013 396 18_32 426,77 0,00098 0,583 0,035 0,06895 0,0015 464 18_37 433,96 0,001 0,572 0,029 0,0699 0,0015 458 18_39 443,52 0,0008 0,599 0,019 0,07165 0,0014 478 18_4 489,39 0,0012 0,625 0,033 0,0788 0,0018 490
18_42 447,57 0,00065 0,578 0,015 0,07212 0,0014 463 18_45 463,57 0,001 0,595 0,031 0,0747 0,0016 474 18_46 325,84 0,00063 0,422 0,011 0,05224 0,0011 357 18_49 456,33 0,0016 0,602 0,033 0,0738 0,002 478 18_55 413,95 0,00042 0,5209 0,0066 0,06648 0,0012 425 18_56 442,83 0,0008 0,5579 0,0084 0,07128 0,0014 451 18_58 440,89 0,00057 0,5558 0,0071 0,07092 0,0013 448 18_61 398,34 0,00076 0,488 0,013 0,06384 0,0013 402 18_62 376,55 0,00079 0,485 0,012 0,06051 0,0013 402 18_63 249,34 0,00095 0,298 0,013 0,03962 0,0012 265 18_64 452,41 0,00065 0,574 0,014 0,0728 0,0014 461 18_65 447,87 0,00079 0,616 0,019 0,07243 0,0014 486 18_7 446,64 0,00094 0,554 0,027 0,07171 0,0015 447 18_8 318,88 0,0012 0,38 0,014 0,0508 0,0014 329
21_A_1 412,09 0,00064 0,54 0,017 0,0663 0,0013 439 21_A_10 1024,68 0,0098 1,96 0,13 0,1733 0,01 1036 21_A_12 469,83 0,00064 0,615 0,014 0,07588 0,0014 487 21_A_19 786,84 0,005 1,209 0,066 0,1302 0,0054 795 21_A_2 467,12 0,00059 0,588 0,014 0,07521 0,0014 472
21_A_20 468,97 0,00052 0,5983 0,009 0,07557 0,0013 477 21_A_26 1461,26 0,0016 3,403 0,032 0,256 0,0045 1505 21_A_27 1094,28 0,0067 2,063 0,099 0,1861 0,0073 1125 21_A_28 432,25 0,00066 0,569 0,011 0,06968 0,0013 457 21_A_30 445,99 0,00054 0,5711 0,0091 0,07183 0,0013 459 21_A_32 493,29 0,00077 0,636 0,017 0,07961 0,0015 498 21_A_36 385,89 0,0011 0,475 0,016 0,0618 0,0015 394 21_A_37 394,46 0,00088 0,498 0,025 0,06319 0,0014 409 21_A_4 359,75 0,00091 0,453 0,015 0,05762 0,0013 379
21_A_40 475,14 0,0009 0,666 0,024 0,07709 0,0016 513 21_A_42 1229,93 0,0044 2,691 0,069 0,2126 0,0056 1319 21_A_44 449,74 0,00082 0,603 0,02 0,07264 0,0015 481 21_A_46 293,44 0,0018 0,347 0,016 0,0467 0,0019 300 21_A_49 224,32 0,0011 0,2572 0,0097 0,0356 0,0012 232 21_A_5 220,24 0,00052 0,266 0,011 0,03498 0,00077 240
21_A_50 445,46 0,001 0,581 0,014 0,0718 0,0016 464
Anexos 103
21_A_51 678,91 0,0039 1,019 0,055 0,1116 0,0043 709 21_A_55 216,84 0,0022 0,42 0,11 0,0358 0,0022 232 21_A_59 447,57 0,00077 0,563 0,021 0,07188 0,0014 451 21_A_6 438,6 0,00071 0,57 0,016 0,07061 0,0014 458
21_A_61 380,55 0,0005 0,4897 0,0067 0,0611 0,0011 405 21_A_62 351,51 0,00067 0,458 0,01 0,05632 0,0011 383 21_A_64 388,64 0,00075 0,495 0,019 0,06238 0,0013 407 21_A_65 391,28 0,0012 0,523 0,022 0,063 0,0016 427 21_A_8 439,72 0,00081 0,552 0,011 0,07068 0,0014 447 21_A_9 452,5 0,00053 0,5713 0,0086 0,07282 0,0013 459
21_B_10 448,96 0,00061 0,591 0,012 0,07243 0,0013 470 21_B_11 455,6 0,00097 0,606 0,025 0,07346 0,0015 477 21_B_13 466,97 0,0012 0,596 0,02 0,0754 0,0018 476 21_B_15 480,8 0,00092 0,613 0,017 0,07753 0,0016 484 21_B_16 412,41 0,00063 0,547 0,011 0,06646 0,0013 444 21_B_17 458,54 0,00075 0,578 0,011 0,07382 0,0014 464 21_B_18 475,01 0,0006 0,605 0,013 0,07648 0,0014 479 21_B_2 1441,69 0,0024 3,38 0,05 0,2524 0,0048 1499
21_B_21 475,41 0,00087 0,631 0,024 0,07684 0,0015 495 21_B_22 471,26 0,001 0,598 0,022 0,0759 0,0016 477 21_B_23 415,89 0,00052 0,532 0,01 0,06684 0,0012 433 21_B_24 425,93 0,00085 0,556 0,014 0,06858 0,0014 451 21_B_25 474,65 0,0011 0,651 0,021 0,0768 0,0017 508 21_B_26 393,09 0,00067 0,531 0,013 0,06328 0,0012 431 21_B_27 430,37 0,00092 0,539 0,016 0,06907 0,0015 437 21_B_28 466,46 0,0008 0,597 0,019 0,07511 0,0015 474 21_B_29 458,82 0,00083 0,603 0,016 0,074 0,0015 479 21_B_3 444,59 0,00057 0,551 0,013 0,07141 0,0013 446
21_B_30 476,03 0,00063 0,601 0,017 0,07662 0,0014 478 21_B_31 471,89 0,00078 0,612 0,014 0,07608 0,0015 484 21_B_34 455,6 0,00078 0,572 0,014 0,07328 0,0014 459 21_B_35 458,13 0,00073 0,588 0,022 0,07384 0,0014 472 21_B_36 474,96 0,00086 0,632 0,019 0,07667 0,0015 496 21_B_39 452,36 0,0018 0,597 0,023 0,073 0,0021 474 21_B_4 400,18 0,00051 0,5002 0,0084 0,06422 0,0012 412
21_B_40 431,97 0,00081 0,553 0,011 0,06955 0,0014 448 21_B_41 460,42 0,00063 0,616 0,017 0,07442 0,0014 485 21_B_42 460,31 0,00071 0,585 0,018 0,07408 0,0014 466 21_B_44 425,61 0,0006 0,5441 0,0092 0,06846 0,0013 441 21_B_45 433,13 0,00067 0,5506 0,0089 0,06965 0,0013 446 21_B_46 364,97 0,00083 0,4708 0,0088 0,0585 0,0013 392 21_B_47 468,96 0,00078 0,588 0,016 0,07556 0,0015 470 21_B_49 441,34 0,00072 0,552 0,011 0,07092 0,0014 446 21_B_51 434,57 0,0011 0,5483 0,0099 0,0699 0,0016 443 21_B_52 461,19 0,001 0,597 0,018 0,0744 0,0016 475 21_B_53 482,45 0,00055 0,62 0,011 0,07782 0,0014 489 21_B_54 463,49 0,00075 0,593 0,019 0,07476 0,0014 473 21_B_55 491,39 0,0012 0,666 0,024 0,0796 0,0018 515 21_B_56 473,88 0,00066 0,6 0,012 0,07638 0,0014 477 21_B_57 447,73 0,0014 0,581 0,021 0,0722 0,0018 466 21_B_58 572,58 0,0027 0,785 0,032 0,0932 0,0031 587 21_B_59 473,74 0,0008 0,603 0,016 0,0763 0,0015 478 21_B_6 434,39 0,00077 0,56 0,019 0,06991 0,0014 450
21_B_60 489,11 0,00095 0,625 0,023 0,07892 0,0016 490 21_B_61 493,36 0,0014 0,636 0,029 0,0797 0,0019 503 21_B_62 945,32 0,0021 1,601 0,064 0,1584 0,0034 967 21_B_63 814,84 0,0024 1,289 0,047 0,1353 0,0032 836 21_B_64 458,47 0,00078 0,579 0,019 0,07376 0,0014 461 21_B_65 455,07 0,00059 0,578 0,014 0,07322 0,0013 461 21_B_66 427,7 0,00063 0,539 0,013 0,0687 0,0013 437 21_B_67 442,84 0,00087 0,577 0,019 0,07128 0,0015 462 21_B_68 463,04 0,00076 0,606 0,014 0,07464 0,0014 480 21_B_69 426,23 0,001 0,53 0,016 0,0684 0,0015 430 21_B_70 450,01 0,00079 0,577 0,019 0,07245 0,0014 462
104 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
21_B_72 505,43 0,00095 0,707 0,024 0,08208 0,0017 544 22_1 453,89 0,00083 0,559 0,022 0,07298 0,0015 454
22_10 377,52 0,00059 0,4764 0,0091 0,06051 0,0012 396 22_14 379,49 0,00055 0,496 0,0087 0,06096 0,0011 409 22_15 452,53 0,0012 0,624 0,031 0,0731 0,0017 486 22_17 455,31 0,0009 0,575 0,025 0,07334 0,0015 464 22_18 504,83 0,0021 0,718 0,03 0,082 0,0025 549 22_19 369,85 0,0015 0,467 0,015 0,0593 0,0018 390 22_21 460,54 0,0014 0,595 0,026 0,0741 0,0018 473 22_22 363,22 0,00046 0,4787 0,0072 0,0583 0,0011 397 22_23 461,54 0,0014 0,588 0,017 0,0742 0,0018 469 22_24 313,85 0,0021 0,393 0,019 0,0502 0,0023 334 22_25 451,37 0,001 0,587 0,027 0,0728 0,0016 468 22_28 233,17 0,0015 0,275 0,017 0,0369 0,0016 247 22_31 290,24 0,00066 0,352 0,02 0,04619 0,001 305 22_32 367,02 0,0019 0,454 0,033 0,0589 0,0021 380 22_33 342,57 0,00053 0,424 0,014 0,05474 0,001 357 22_34 459,48 0,0011 0,63 0,036 0,0742 0,0016 491 22_35 470,22 0,00061 0,611 0,014 0,07586 0,0014 485 22_36 463,4 0,00049 0,5931 0,0096 0,07459 0,0013 473 22_38 478,42 0,0013 0,673 0,036 0,0775 0,0018 521 22_4 402,28 0,00062 0,5048 0,0081 0,0646 0,0012 415
22_40 310,84 0,001 0,368 0,016 0,0495 0,0013 316 22_42 412,67 0,00064 0,5441 0,0087 0,06639 0,0013 441 22_43 446,59 0,0011 0,56 0,02 0,0718 0,0016 451 22_45 431,06 0,00076 0,548 0,016 0,06932 0,0014 442 22_46 448,53 0,0014 0,573 0,04 0,0721 0,0018 457 22_47 452,35 0,0011 0,568 0,034 0,0727 0,0016 454 22_49 455,98 0,00085 0,569 0,022 0,07335 0,0015 456 22_5 443,11 0,00086 0,55 0,013 0,07114 0,0015 444
22_57 404,7 0,00062 0,497 0,012 0,06487 0,0012 411 22_58 472,15 0,0014 0,595 0,035 0,076 0,0019 475 22_7 435,47 0,00073 0,554 0,012 0,07001 0,0014 446 22_8 388,95 0,0015 0,482 0,029 0,0624 0,0018 395 22_9 450,58 0,001 0,571 0,024 0,0725 0,0016 458
43_15 388,65 0,0023 0,491 0,018 0,0624 0,0025 405 43_18 481,39 0,0015 0,635 0,029 0,0778 0,002 496 43_2 410,85 0,00045 0,513 0,0078 0,06588 0,0012 421
43_20 447,58 0,00084 0,562 0,012 0,072 0,0015 454 43_22 463,89 0,00082 0,605 0,017 0,07478 0,0015 478 43_25 433,21 0,00048 0,5435 0,0076 0,06965 0,0012 440 43_26 452,52 0,00063 0,5755 0,0078 0,07281 0,0014 461 43_27 424,43 0,00091 0,553 0,011 0,0683 0,0014 448 43_28 444,39 0,001 0,571 0,021 0,0715 0,0016 458 43_29 437,9 0,00063 0,555 0,012 0,07046 0,0013 448 43_30 374,63 0,0017 0,478 0,013 0,0601 0,0019 395 43_31 426,97 0,00064 0,549 0,01 0,06865 0,0013 444 43_32 393,8 0,0013 0,506 0,012 0,0632 0,0016 415 43_35 429,87 0,00088 0,555 0,014 0,06915 0,0014 447 43_36 371,37 0,00071 0,486 0,01 0,05964 0,0012 401 43_37 464,59 0,00076 0,597 0,019 0,07485 0,0014 477 43_38 443,84 0,00073 0,56 0,015 0,07133 0,0014 451 43_4 480,01 0,00061 0,607 0,012 0,07733 0,0014 481
43_40 451,02 0,00087 0,581 0,018 0,07267 0,0015 463 43_43 568,85 0,0027 0,853 0,039 0,093 0,0031 622 43_44 551,73 0,0017 0,776 0,019 0,0897 0,0022 583 43_50 445,12 0,00072 0,563 0,011 0,0716 0,0014 453 43_51 469,98 0,00074 0,597 0,012 0,07569 0,0015 475 43_52 451,04 0,00063 0,597 0,014 0,07279 0,0014 476 43_55 463,92 0,00067 0,59 0,015 0,07473 0,0014 470 43_56 422,62 0,00079 0,562 0,018 0,06818 0,0014 455 43_57 426,45 0,0005 0,541 0,0092 0,06859 0,0012 440 43_59 495,96 0,00093 0,634 0,016 0,08005 0,0016 497 43_6 474,92 0,00061 0,632 0,014 0,07675 0,0014 496
Anexos 105
43_62 489,9 0,00075 0,63 0,016 0,07905 0,0015 495 43_7 385,42 0,00055 0,516 0,014 0,06207 0,0012 423 43_8 454,69 0,00058 0,59 0,011 0,07331 0,0013 470 43_9 401,07 0,00087 0,531 0,015 0,06459 0,0014 434 43-10 478,58 0,00083 0,621 0,018 0,07724 0,0015 488 43-12 470,83 0,00086 0,659 0,025 0,07632 0,0015 509
106 Caracterización petrológica y geoquímica de la unidad Ortoneis, Macizo de Santander, Colombia
E. Anexo: Tabla de reacciones de la seudosección.
1): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q and
2): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q and
3): (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD H2O q and
4): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 CRD H2O q and
5): (2)PLC1 GT07W2 CRD H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc H2O q and
6): (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc q and
7): (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc q and = (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc q sill
8): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc H2O q and
9): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q and
10): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q and = (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc q and
11): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q sill
12): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q sill
13): (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q sill
14): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q sill = (2)PLC1 (2)GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q sill
15): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q sill
16): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 LIQtc q sill
17): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc H2O q
18): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc H2O q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q
19): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q sill
20): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q sill
21): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q = (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q
22): (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q = (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q sill
23): (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q sill
24): (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 LIQtc q sill
25): (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q and
26): (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 LIQtc q sill
27): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q sill
28): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc q sill
29): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 H2O q and
30): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q and
31): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q and
32): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q and
33): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc H2O q sill
34): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc H2O q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q sill
35): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc q and
36): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q sill
Anexos 107
37): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q and
38): (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc H2O q and
39): (2)PLC1 GT07W2 BI07 CRD LIQtc H2O q and = (2)PLC1 GT07W2 CRD LIQtc H2O q and
40): (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc H2O q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 H2O q sill
41): (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q sill = (2)PLC1 GT07W2 BI07 LIQtc q sill
42): (2)PLC1 GT07W2 WM02 LIQtc q = (2)PLC1 GT07W2 BI07 WM02 LIQtc q sill
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