CATÁLOGO DE UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS DE COLOMBIArecordcenter.sgc.gov.co/B21/461_17CatalogoMonzogranitode... · 2018. 1. 9. · CATÁLOGO DE LAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS

CATÁLOGO DE UNIDADES

LITOESTRATIGRÁFICAS DE COLOMBIA

MONZOGRANITO DE SANTA ROSITA

Cordillera Oriental Departamentos de Santander y Boyacá

Por

GILBERTO ZAPATA G. GEÓLOGO

ANA MARÍA CORREA MARTÍNEZ. ING. GEÓLOGA

GABRIEL RODRÍGUEZ G. ING. GEÓLOGO

MARÍA ISABEL ARANGO M. GEÓLOGA

Medellín, agosto de 2017

CATÁLOGO DE LAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS DE COLOMBIA


Cordillera Oriental

Departamentos de Santander y Boyacá

Por

GILBERTO ZAPATA G. GEÓLOGO

ANA MARÍA CORREA MARTÍNEZ. ING. GEÓLOGA

GABRIEL RODRÍGUEZ G. ING. GEÓLOGO

MARÍA ISABEL ARANGO M. GEÓLOGA

Medellín, agosto de 2017

SERVICIO GEOLÓGICO COLOMBIANO MONZOGRANITO DE SANTA ROSITA CORDILLERA ORIENTAL, DEPARTAMENTOS DE SANTANDER Y BOYACÁ Diagonal 53 No 34-53, A.A. No 48-65 Bogotá, D.C., Colombia www.sgc.gov.co Dirección General Oscar Eladio Paredes Zapata Dirección de Geociencias Básicas Alberto Ochoa Yarza Dirección de Recursos Minerales Gloria Prieto Rincón Dirección de Hidrocarburos Dirección de Geoamenazas Marta Lucía Calvache Dirección de Asuntos Nucleares Fernando Mosos Dirección de Gestión de Información Margarita Bravo Guerrero Dirección de Laboratorios Héctor Manuel Enciso Impresión SERVICIO GEOLÓGICO COLOMBIANO Esta publicación es de SERVICIO GEOLÓGICO COLOMBIANO Prohibida la reproducción total o parcial de esta obra, por cualquier medio, sin autorización escrita de SERVICIO GEOLÓGICO COLOMBIANO

http://www.sgc.gov.co/

Gilberto Zapata, Ana María Correa Martínez, Gabriel Rodríguez, María Isabel Arango

SERVICIO GEOLÓGICO COLOMBIANO

CONTENIDO

Pág.

RESUMEN ...................................................................................................................... 8 ABSTRACT ..................................................................................................................... 9 INTRODUCCIÓN ........................................................................................................... 10

1. PROPONENTE DEL NOMBRE ........................................................................... 11

2. PROVENIENCIA DEL NOMBRE Y DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA .......................... 12

3. RESEÑA HISTÓRICA ........................................................................................ 14

4. DESCRIPCIÓN GEOLÓGICA .............................................................................. 15 4.1. CONTEXTO GEOLÓGICO .................................................................................. 15 4.2 CARACTERÍSTICAS MACROSCÓPICAS .............................................................. 17 4.3. CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS ................................................................ 18 4.3.1 Monzogranitos y sienogranitos ....................................................................... 18 4.3.2 Rocas de dique ............................................................................................... 22

5. GEOQUÍMICA ................................................................................................. 25 5.1. ÓXIDOS MAYORES.......................................................................................... 25 5.2. ELEMENTOS TRAZA Y TIERRAS RARAS ............................................................. 28 5.3. DISCRIMINACIÓN DE AMBIENTE TECTÓNICO Y TIPO DE GRANITOIDE .............. 29 5.4. GEOQUÍMICA DE ELEMENTOS TRAZA EN CIRCONES ........................................ 30

6. POSICIÓN ESTRATIGRÁFICA Y EDAD ................................................................ 34

7. CORRELACIONES ............................................................................................ 40

8. LOCALIDAD TIPO ............................................................................................ 41

9. GÉNESIS ......................................................................................................... 42

10. RECURSOS MINERALES ................................................................................... 43

Monzogranito de Santa Rosita


CONCLUSIONES ........................................................................................................... 44 REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS .................................................................................... 45

ANEXOS. ..................................................................................................................... 50

Batolito de Mogotes


LISTA DE FIGURAS

Pág.

Figura 1. Mapa geológico generalizado de parte de las planchas geológicas 152 y 172, con la ubicación del Monzogranito de Santa Rosita. Adaptado y modificado de: Vargas et al. (1987) y Ulloa et al. (1998). En la figura superior izquierda está la ubicación de las planchas 152 y 172 en el territorio colombiano. ................................................................................. 13

Figura 2. Características macroscópicas del Monzogranito de Santa Rosita. A) Morfología de colinas suaves. B) Saprolito del Monzogranito de Santa Rosita. C) Muestra de mano de monzogranito. D) Muestra de mano de sienogranito del Monzogranito de Santa Rosita. A y B: Fotos sobre la carretera Onzaga-Santa Rosita. ................................................................ 17

Figura 3. Clasificación modal de las rocas del Monzogranito de Santa Rosita en triángulo de Streckeisen (1976) y frecuencia de litologías. ................................................................. 18

Figura 4. Características petrográficas de los monzogranitos y sienogranitos del cuerpo principal del Monzogranito de Santa Rosita. ....................................................................... 20

Figura 5. Sección delgada del contacto del monzogranito con el dique de dacita. ............. 22

Figura 6. Clasificación modal de los diques del Monzogranito de Santa Rosita en triángulo de Streckeisen (1978). .......................................................................................................... 23

Figura 7. Aspecto macroscópico de la riolita. ...................................................................... 23

Figura 8. Características petrográficas de los diques en el Monzogranito de Santa Rosita. 24

Figura 9. Diagramas de clasificación de Middlemost (1994) para rocas del Monzogranito de Santa Rosita. A) TAS para rocas plutónicas. B). TAS para rocas volcánicas. .................... 26

Figura 10. Diagramas de clasificación para rocas del Monzogranito de Santa Rosita. A) Diagrama K2O vs SiO2 (Peccerillo & Taylor, 1976). B) AFM (Irvine & Baragar, 1971). C) Diagrama de alcalinidad-aluminosidad (Shand, 1943). D) Diagrama de Debon & Le Fort (1983) modificado por Villaseca et al. (1998). ..................................................................... 27

Figura 11. A) Diagrama multielemental normalizado al NMORB de (Sun & McDonough, 1989) para rocas del Monzogranito de Santa Rosita. B) Patrones de REE normalizado al condrito de Nakamura (1974). ............................................................................................. 29

Figura 12. A) Diagrama de Frost et al. (2001). B) Diagrama de Batchelor & Bowden (1985). C) Diagrama de Martin (1994). ............................................................................................. 30

Figura 13. Patrones de los elementos de las tierras raras REE normalizados según el condrito de McDonough & Sun (1995), en circones de la muestra GZ- 6837 (IGM 900905). .............................................................................................................................................. 33

Batolito de Mogotes


Figura 14. Diagrama Pb vs Th de Wang et al. (2012) para inferir afinidad con tipo de granitoides de los circones de la muestra GZ-6837 (IGM900905) del Monzogranito de Santa Rosita. ......................................................................................................................... 33

Figura 15. Ubicación de edades obtenidas en el presente proyecto en el Monzogranito de Santa Rosita y por Horton et al. (2010) en el Stock de Otengá. ........................................... 35

Figura 16. Puntos de ablación para la muestra IGM-900905. Fotomicrografía en luz reflejada tomada en microscopio binocular. ....................................................................... 36

Figura 17. Muestra GZ-6837 (IGM 900905). A) Diagrama de probabilidad relativa. B) Relaciones edad en Ma vs Th/U. C) Gráfico de concordia. D) Cálculo de la edad media ponderada. ........................................................................................................................... 37

Figura 18. Montaje de circones analizados muestra JGB-482. ............................................ 38

Figura 19. Resultados geocronológicos de la muestra JGB-482. A) Diagrama de la concordia Wetherill con todos los análisis. B) Concordia Tera-Wasserburg para los datos aceptados. C) Mediana de los datos cámbricos. D) Edad TuffZirc para datos ordovícicos y silúricos. E). Diagrama Edad vs Th/U para los datos neoproterozoicos, cámbricos ordovícicos y silúricos. .......................................................................................................... 39

Figura 20. A). Distribución espacial de radiación Gamma total en cuentas por minuto. B). Distribución espacial de uranio en partes por millón. C). Distribución espacial de torio en partes por millón. Tomado de Moreno et al. (2011). .......................................................... 43

Gilberto Zapata, Ana María Correa Martínez, Gabriel Rodríguez, María Isabel Arango.


LISTA DE TABLAS

Pág.

Tabla 1. Composición modal de las rocas del Monzogranito de Santa Rosita. ................... 19

Tabla 2. Composición modal de los diques del Monzogranito de Santa Rosita. ................. 22

Tabla 3. Composición de óxidos mayores en rocas del Monzogranito de Santa Rosita. ..... 25

Tabla 4. Resultados de elementos traza en partes por millón (ppm) para rocas del Monzogranito de Santa Rosita. ............................................................................................ 28

Tabla 5. Elementos traza de circones de la muestra GZ- 6837 (IGM 900905) en partes por millón (ppm). ........................................................................................................................ 31

Tabla 6. Resultados de geocronología en muestras del Monzogranito de Santa Rosita. .... 36



LISTA DE ANEXOS

Pág.

Anexo A. Edades U-Pb del Monzogranito de Santa Rosita muestra GZ-6837 (IGM 900905) ................................................................................................................................... 50

Anexo B. Edades U-Pb del Monzogranito de Santa Rosita muestra JGB-482… ………………………………………………………………………………………………………………………………………..52



RESUMEN

El Monzogranito de Santa Rosita se

localiza en las planchas 152 Soatá y 172

Paz de Río, en el sur del departamento de

Santander y en la parte norte de Boyacá.

La unidad está cubierta de manera

discordante, según Ulloa et al. (2003), por

las formaciones Tíbet (de finales del

Devónico Inferior), Floresta (del Devónico

Superior) y Tibasosa (del Cretácico

Inferior).

En el cuerpo predominan los

monzogranitos y sienogranitos y en menor

proporción las cuarzomonzonitas,

granodioritas y tonalitas. Texturalmente

las rocas son hipidiomórficas y

alotriomórficas inequigranulares de grano

medio a grueso, bimodales “porfídicas”

con cristales de feldespato con tamaño

mayor a 2 cm, localmente presentan

textura rapakivi con coronas de

plagioclasa. Hay diques que cortan el

Monzogranito de Santa Rosita, los cuales

son de riolitas y dacitas.

Las rocas del Monzogranito de Santa

Rosita son granitos calcoalcalinos,

peraluminosos, tipo S, generados en un

ambiente de arco continental.

Se dataron dos muestras de esta unidad.

La GZ-6837 (IGM 900905) de una roca,

colectada sobre la carretera Onzaga-Santa

Rosita que arrojó una edad U-Pb de

479±3,6 Ma (Ordovícico Inferior,

Tremadociano). La segunda de un

saprolito (JGB-482), se tomó en la vía

Belén-Tutazá, arrojó una edad de 460,2

+5,1/-4,5 Ma (límite Ordovícico Medio-

Superior). Es posible que la diferencia de

19 Ma entre las edades de ambas

muestras, la más antigua en el sector

norte y la más joven en el sector sur,

pueda deberse a la existencia de por lo

menos dos pulsos magmáticos.

De acuerdo con las edades obtenidas el

Monzogranito de Santa Rosita se originó

durante la orogenia Caparonensis o

Famatiniana y es correlacionable con otros

cuerpos Ordovícicos de los Macizos de

Santander y Floresta y no tiene relación

con el evento magmático del límite

Triásico- Jurásico del Macizo de Santander.

De acuerdo con Moreno et al. (2011) el

Monzogranito de Santa Rosita exhibe

anomalía de uranio. Por este motivo la

unidad es un blanco potencial para

exploración detallada de uranio como

recurso mineral energético.



ABSTRACT

The Santa Rosita Monzogranite is located

in Plates 152 Soatá and 172 Paz del Rio,

between Santander and Boyacá

departments. This geological unit is,

according to Ulloa et al. (2003), covered in

discordance by the Tíbet (from Lower

Ordovicic), Floresta (Middle Ordovicic) and

the Tibasosa (from Lower Cretaceous)

formations.

Monzogranites and sienogranites

predominate, with subordinated quartz

monzonites granodiorites and tonalites.

The textures exhibited are coarse to

medium-grained hypidiomorphic and

allotriomorphic, inequigranular, bimodal

“porphyritic”, with feldspar crystals

greater than 2 cm; locally, a rapakivi

texture with plagioclase “crowns” is

recognized. The Santa Rosita

Monzogranite is cut by rhyolite and dacite

dikes.

The rocks from the Santa Rosita

Monzogranite are calc-alkaline,

peraluminous, type S, post-orogenic

granites that were generated in a

continental arc environment

Two samples from this unit were dated.

Rock sample GZ-6837 (IGM 900905),

collected on the Onzaga-Santa Rosita road,

yielded an age of 479±3.6 Ma (Lower

Ordovician, Tremadocian). Saprolite

sample JGB-482, collected on the Belen-

Tutazá, yielded an age of 460.2 +5.1/-4.5

Ma (Middle-Upper Ordovician limit). A

difference of 19 Ma is observed between

the sample collected on the northern

sector (older) and the sample collected on

the southern sector (younger), which may

suggest the existence of at least two

magmatic pulses.

The Monzogranito of Santa Rosita was

probably generated during the

Caparonensis orogeny in the Ordovician.

According to the ages obtained, the unit is

correlable with other Ordovician bodies of

the Santander Massif, the Mérida Andes

and the Floresta Massif. This unit is not

related to the Triassic-Jurassic magmatism

of the Santander Massif.

According to Moreno et al. (2011), the

Santa Rosita Monzogranite exhibits a

uranium anomaly, and so it becomes a

potential target for a detailed exploration

of uranium, as an energy-mineral

resource.



INTRODUCCIÓN

El estudio geológico del Monzogranito de Santa Rosita estuvo enmarcado en el subproyecto Magmatismo Jurásico en el Macizo de Santander que es una parte del proyecto general denominado Magmatismo Jurásico en Colombia desarrollado por el Grupo de Estudios Geológicos Especiales de la Regional Medellín del Servicio Geológico Colombiano.

Entre los años 2015 y 2017 se investigaron las unidades ígneas del Macizo de Santander con edades consideradas del límite Triásico-Jurásico y algunas relacionadas a estas. El Monzogranito de Santa Rosita, según Vargas et al. (1976, 1981) podría ser del evento Jura-Triásico por sus semejanzas petrográficas con el Batolito de Mogotes, aunque dicho autor también planteó la posibilidad de que Santa Rosita fuera pre-devónico. Por otro lado, Ulloa et al. (2003) mencionan edades radiométricas para El Monzogranito de Santa Rosita, obtenidas por otros autores, del Devónico, del límite Precámbrico-Cámbrico y del Ordovícico; e interpretaron que la intrusión de este cuerpo pudo estar relacionada con la Orogenia Caparonensis, durante la cual se desarrollaron eventos de metamorfismo regional, como resultado de la colisión de Laurentia con Amazonia.

Con el fin de caracterizar petrográfica y geoquímicamente esta unidad y determinar si cristalizó durante el magmatismo Triásico-Jurásico o en el

Ordovícico, se incluyó el estudio del cuerpo en el proyecto del Magmatismo Jurásico de Santander.

En el catálogo del Monzogranito de Santa Rosita se presentan los análisis petrográficos de muestras colectadas durante el estudio y reanálisis de muestras colectadas en proyectos anteriores del INGEOMINAS, también como los resultados geoquímicos y las edades radiométricas U-Pb obtenidos en la unidad.

Con este catálogo se pretende hacer un aporte al desarrollo del conocimiento geológico de los eventos magmáticos paleozoicos del país.



1. PROPONENTE DEL NOMBRE

Vargas et al. (1976, 1981) propusieron el

nombre de Cuarzomonzonita de Santa

Rosita para designar un plutón que aflora

en la Plancha 152 Soatá, parte suroeste

del Cuadrángulo I-13 San Gil. Ulloa et al.

(2003) acogen este nombre y lo extienden

a la Plancha 172 Paz del Río.

En el presente trabajo se recomienda

cambiar el nombre de “Cuarzomonzonita”

por “Monzogranito”, ya que el primero fue

dado con base en la clasificación de Travis

(1955) y el segundo corresponde a la

clasificación petrográfica, del litotipo

dominante en la unidad, en el esquema

más actual de clasificación para rocas

ígneas, que es el de Streckeisen (1976).

Este último esquema es el recomendado

por la Subcomisión en Sistemática de

Rocas ígneas de la Unión Internacional de

Ciencias Geológicas (Le Maitre et al. 1989).

La denominación Monzogranito de Santa

Rosita, tiene en cuenta la litología

dominante (50% de las muestras

analizadas corresponden a monzogranito)

y mantiene el nombre geográfico con el

que se describió originalmente la unidad.

CATÁLOGO DE LAS UNIDADES

LITOESTRATIGRÁFICAS DE

COLOMBIA

ORDOVÍCICO


Cordillera Oriental Departamentos de Santander y

Boyacá

Gilberto Zapata, Ana María Correa

Martínez, Gabriel Rodríguez,

María Isabel Arango.



2. PROVENIENCIA DEL NOMBRE Y DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA

Ulloa et al. (2003) interpretan que el

componente geográfico del nombre de la

unidad Cuarzomonzonita de Santa Rosita

fue dado por Vargas et al. (1976, 1981)

posiblemente por alusión al sitio Santa

Rosita sobre la carretera de Onzaga

(Santander) hacia Boyacá, sitio ubicado

en límites entre Sativa Norte y Susacón,

en la vía Belén – Susacón.


localiza en la parte sur del Cuadrángulo I-

13 San Gil, en las planchas 152 Soatá y

172 Paz de Río, donde ocurre como un

cuerpo de forma alargada en dirección

NE a N-S (Figura 1) entre el sureste de

Onzaga y el noreste de Belén. Aflora en la

plancha 152 identificado como JRcm, en

una extensión de aproximadamente 30

km con 4 km de ancho y continúa en la

plancha 172 (O?cs) a lo largo de 12 km al

occidente de la Falla Tutazá y con ancho

máximo de 4 km. En el empalme de las

dos planchas geológicas usadas como

base para la Figura 1 se aprecia que no

hay continuidad en el límite oriental del

Monzogranito de Santa Rosita, ni en el

límite occidental de las Formaciones

Tibet-Floresta. Esto debido a problemas

cartográficos que no fueron corregidos

en este proyecto porque no eran del

alcance del presente estudio.

Los principales afloramientos de esta

unidad se encuentran a lo largo de la

carretera Onzaga - Santa Rosita que

bordea el río Chaguaca (Plancha 152). En

la plancha 172 se reconoce en los

alrededores de Tutazá y en el carreteable

que bordea la quebrada Tuate.

En la plancha 152 existen otros dos

cuerpos de rocas plutónicas

denominados Stock al oeste de Soatá y

Stock del Páramo de Canutos, este último

también aflora en el extremo SE de la

plancha 151, los cuales según Vargas et

al. (1976, 1981) podrían estar

relacionados genéticamente con la

Cuarzomonzonita de Santa Rosita.



Figura 1. Mapa geológico generalizado de parte de las planchas geológicas 152 y 172, con la ubicación del Monzogranito de Santa Rosita. Adaptado y modificado de: Vargas et al. (1987) y

Ulloa et al. (1998). En la figura superior izquierda está la ubicación de las planchas 152 y 172 en el territorio colombiano.



3. RESEÑA HISTÓRICA

Este intrusivo fue nombrado inicialmente

como Cuarzomonzonita de Santa Rosita

por Vargas et al. (1976, 1981) donde lo

describen como cuarzomonzonita de color

rosado con variaciones locales a granito y

granodiorita y algunas facies porfiríticas.

Ulloa et al. (2003) también utilizan este

nombre.

Royero & Vargas (1999) incluyen el cuerpo

en el Stock de Onzaga (Pzpa) compuesto

por rocas plutónicas félsicas a intermedias,

granito, monzonita y granodiorita.

Vargas et al. (1976, 1981) exponen que la

edad de la Cuarzomonzonita de Santa

Rosita es incierta y plantean que la unidad

podría ser del evento jura-triásico por la

semejanza litológica de esta con el

Batolito de Mogotes, sin embargo también

podría ser pre-devónica como fuente de la

gran cantidad de sedimentos arcósicos en

el Miembro Tibet de edad devónica.

La primera mención de datos

radiométricos del Monzogranito de Santa

Rosita se encuentra en Ulloa et al. (2003)

donde presentan datos aún no publicados

y que obtuvieron por comunicación

personal de otros autores. Tales edades

fueron de 394±23Ma y 546±48 Ma por el

método Rb/Sr (informados por Carlos

Ulloa y Alfonso Arias) y de 471±7 Ma

(informada por Restrepo) de la cual no

indican el método de análisis. Ulloa et al.

(1998) cartografiaron la unidad de edad

ordovícica interrogada con la siguiente

abreviatura: O?cs y Ulloa et al. (2003)

plantearon que la intrusión del cuerpo

pudo estar relacionada con la Orogenia

Caparonensis.

En esta investigación se buscó la fuente

original del dato suministrado por

Restrepo, pero no se logró encontrar. En

Restrepo-Pace & Cediel (2010) hay un

diagrama de concordia con la edad 471±7

Ma, valor idéntico al mencionado en el

párrafo anterior, pero en dicha publicación

no especifican la ubicación de la muestra

analizada. Remiten al lector al trabajo de

Restrepo-Pace (1995), donde no se

hallaron ni la edad ni los datos crudos de

la muestra.



4. DESCRIPCIÓN GEOLÓGICA

4.1. CONTEXTO GEOLÓGICO


encuentra ubicado en el sector más

meridional del Macizo de Santander y en

el Macizo de Floresta en la Cordillera

Oriental de Colombia. El Macizo de

Santander corresponde a un bloque

regional de forma triangular conformado

por las fallas de Santa Marta-

Bucaramanga en el costado occidental, la

de Oca en el septentrional y la falla de

Boconó en el costado oriental. Mientras

que el Macizo de Floresta, que está

inmediatamente al sur del de Santander,

tiene forma alargada en dirección NE-SW

y está limitado por las fallas Boyacá al

oeste y Soapaga al este (Mojica &

Villaroel, 1984; Manosalva-Sánchez et al.,

2017).

El Macizo de Santander se caracteriza por

un basamento metamórfico

representado por el Neis de

Bucaramanga, la Formación Silgará y

Ortoneises (Ward et al., 1973). El Neis de

Bucaramanga tradicionalmente era

considerado del Proterozoico por

diversos autores (Goldsmith et al., 1971;

Restrepo-Pace et al., 1997; García & Ríos,

1999; Cordani et al., 2005; Ordóñez-

Cardona et al., 2006) relacionado con la

orogenia Grenvilliana. Sin embargo,

estudios recientes (Van der Lelij, 2013,

Van der Lelij et al., 2016 y este proyecto)

encuentran en el Neis de Bucaramanga

registro de un metamorfismo a ~477 Ma

(Ordovícico Temprano), evento que se

enmarca dentro de la orogenia

Caparonensis, también llamada

Famatiniana. El Neis de Bucaramanga

está suprayacido por la Formación Silgará

(Ward et al., 1973), recientemente

dividida en Esquistos de Silgará, Esquistos

del Chicamocha y Filitas de San Pedro

(Mantilla et al., 2016) con edad de

metamorfismo también del Ordovícico

Temprano (Restrepo-Pace & Cediel,

2010) Mantilla et al., 2012). Los

ortoneises corresponden a granitos

néisicos que intruyen el Neis de

Bucaramanga y la Formación Silgará y

exhiben foliación y lineación concordante

con las metamorfitas ayacentes, por lo

que se han interpretado como granitos

sin-tectónicos con el evento metamórfico

del Ordovícico Superior a Medio

(Goldsmith et al., 1971; Ward et al.,

1973; Restrepo-Pace, 1995). El

basamento metamórfico fue intruido por

granitoides pos-orogénicos con edades

desde el Ordovícico Medio hasta el

Silúrico, del Devónico Inferior, del

Carbonífero y del límite Triásico-Jurásico

(Goldsmith et al., 1971, Ward et al.,

1973; Restrepo-Pace & Cediel, 2010;

Mantilla et al., 2012, Van der Lelij et al.,

2016; este proyecto). Por otro lado,

también hay unidades sedimentarias

paleozoicas y mesozoicas que reposan



inconformemente sobre el basamento

metamórfico y sobre los plutones.

Además se encuentran cuerpos

pequeños de pórfidos con

mineralizaciones de oro (Leal-Mejía,

2011; Mantilla et al., 2013) que se

emplazaron en el Mioceno.

Ramos (2016) considera que el Macizo de

Santander hace parte del Protomargen

activo del Gondwana occidental al igual

que las cordilleras del Mérida

(Venezuela), Marañon (Perú), el NW y

centro de Argentina, incluidos en la

orogenia Famatiniana. Este autor

considera que una fase extensional desde

el Cámbrico Tardío desarrolla corteza

oceánica, subducción y la deformación

Famatiniana. Esto se observa en una

sucesión de segmentos discontinuos a lo

largo de Suramérica con edades U-Pb

entre 490 Ma y 460 Ma.

El Macizo de Floresta tiene un

basamento metamórfico pre-devónico,

representado por el Neis de Buntía, y Las

Filitas y esquistos de Busbanzá (Ulloa et

al., 2003) Las rocas metamórficas

mencionadas están cortadas por

intrusiones graníticas ordovícicas y

silúricas (Ulloa et al., 2003; este trabajo).

Estas unidades se hallan cubiertas por

sedimentitas paleozoicas devónicas, que

a su vez están recubiertas de manera

discordante por unidades sedimentarias

mesozoicas del Jurásico y del Cretácico.

Estas últimas reposan de manera

discordante a veces sobre las rocas del

Paleozoico y otras veces sobre las del

Jurásico (Mojica & Villaroel, 1984).

El basamento metamórfico de los

Macizos de Santander y Floresta, ha sido

interpretado por Víctor Ramos

(comunicación oral en curso “Evolución

Tectónica de los Andes” en 2016) como

parte del mismo orógeno Famatiniano,

siendo que el bajo grado de

metamorfismo del de Floresta se puede

deber a que estuvo en una posición

cortical más superficial que el de

Santander durante la orogenia.

En ambos macizos la actividad

magmática pos-orogénica del Ordovícico

está evidenciada por el emplazamiento

de cuerpos intrusivos graníticos,

reportados por diferentes autores (Ulloa

& Rodríguez, 1982; Restrepo-Pace, 1995;

Ulloa et al., 2003; Horton et al., 2010;

Leal-Mejía, 2011; Mantilla et al., 2012;

Van der Lelij, 2013; Van der Lelij et al.,

2016 ).

Horton et al. (2010) presentan dos edades U-Pb en circón de dos muestras del Stock de Otengá, las cuales dieron 482 ± 15 Ma (MSWD = 6,5) y 477 ± 11 Ma (MSWD = 28).

Mantilla et al. (2012) compilan edades del Ordovícico Superior (~457 Ma) de rocas plutónicas del Macizo de Santander y edades del Ordovícico Inferior entre 477 y 483 Ma de rocas graníticas de los macizos de Floresta y Quetame. Estos autores publican los resultados U-Pb en circón de tres muestras graníticas sintectónicas del Macizo de Santander que dieron edades entre 477 y 482 Ma, datos que corresponden al Ordovícico Inferior.

Van der Lelij (2013) y Van der Lelij et al. (2016) interpretan que los granitoides del



Paleozoico temprano, con edades U-Pb en circón de ~483-~439 Ma, en el Macizo de Santander se formaron probablemente a lo largo de una margen activa continental en el borde de Gondwana.

4.2 CARACTERÍSTICAS MACROSCÓPICAS

Presenta una morfología de colinas

suaves (Figura 2A). En la parte norte los

afloramientos exhiben color gris rosado

con alta meteorización y pocos presentan

roca fresca. El saprolito es de color

blanco moteado de negro, con tinción

superficial por óxidos de hierro, con

tamaño de grano medio. En el Sur las

rocas son de tonalidad rojiza a pardo

amarilla, la roca fresca es de color rosado

y grano grueso. La meteorización del

granito produce suelos arcillo-arenosos

de colores claros con tinción rojiza por

oxidación superficial (Figura 2B y C).

El Monzogranito de Santa Rosita está

intruido por diques de riolitas y dacitas

porfídicas.

Macroscópicamente las rocas del

Monzogranito de Santa Rosita son

holocristalinas, faneríticas

inequigranulares de grano medio a

grueso, moteadas de blanco y rosado

Figura 2D.

A

B

C

D

Figura 2. Características macroscópicas del Monzogranito de Santa Rosita. A) Morfología de

colinas suaves. B) Saprolito del Monzogranito de Santa Rosita. C) Muestra de mano de monzogranito. D) Muestra de mano de sienogranito del Monzogranito de Santa Rosita. A y B:

Fotos sobre la carretera Onzaga-Santa Rosita.



4.3. CARACTERÍSTICAS MICROSCÓPICAS

Se analizaron 32 secciones delgadas del

cuerpo principal del Monzogranito de

Santa Rosita, de las cuales cuatro son de

este proyecto y treinta de proyectos de

cartografía realizados por el

INGEOMINAS en las planchas 152 y 172

(Tabla 1). Predominan los monzogranitos

(16 muestras), sienogranitos (11

muestras), cuarzomonzonitas (3

muestras), una muestra corresponde a

granodiorita y una a tonalita (1¡Error! No

se encuentra el origen de la referencia.).

Figura 3. Clasificación modal de las rocas

del Monzogranito de Santa Rosita en

triángulo de Streckeisen (1974) y

frecuencia de litologías.

La clasificación petrográfica muestra un

claro predominio de monzogranitos

(50%) y sienogranitos (34,4%) para un

total de 84,4% de las muestras

analizadas.

De los diques que intruyen esta unidad se

analizaron dos secciones delgadas,

pertencientes a proyectos anteriores del

INGEOMINAS, de las cuales una

corresponde a riolita y otra a dacita

Las rocas del cuerpo principal están

compuestas por feldespato potásico,

plagioclasa, cuarzo, biotita y

ocasionalmente hornblenda.

Texturalmente se divide en dos grupos, el

mayoritario con texturas hipidiomórfica

(Figura 4A, B, C, D) y alotriomórfica

inequigranular de grano medio a grueso,

bimodal “porfídica” con cristales de

feldespato con tamaño mayor a 2 cm

(Figura 4E,F), el segundo grupo presenta

textura rapakivi con coronas de

plagioclasa como intercrecimiento de

plagioclasa alrededor de feldespato y una

matriz granular alotriomórfica fanerítica

fina a media.

También se observan otras texturas:

mirmequíticas, pertíticas, poiquilíticas

dada por opacos en biotita y en menor

proporción texturas micrográficas.

4.3.1 Monzogranitos y sienogranitos

Los monzogranitos están compuestos por

cuarzo-Qtz (19-41%), feldespato

potásico-Kfs (24-46%), plagioclasa-Pl (19-

35%), biotita-Bt (0-8,7%), hornblenda-Hbl

(0-10,4), como minerales accesorios

opacos-Op ≤1,6%, apatito-Ap, titanita-Tnt



y circón-Zrn menos del 1% y trazas de

allanita (Tabla 1).

Los sienogranitos están conformados por

feldespato potásico (29-60%), plagioclasa

(8,7-54,1%), cuarzo (14-49,3%), biotita

(1-7,1%), opacos ≤1,6%, circón ≤1,3% y

trazas de titanita, apatito y epidota-Ep

(Tabla 1).

Tabla 1. Composición modal de las rocas del Monzogranito de Santa Rosita.

IGM Qtz Pl Kfs Hbl Bt Chl Op Ap Zrn Ttn Ep OTROS CLASIFICACIÓN PETROGRÁFICA

37693 23,5 28,4 35,7

6,5 1 1,6 0,7 1,3 0,2 1,1 TR Aln Monzogranito

37694 32,4 20,2 36,3

7,1

1,6 TR 1,3

1,1 Sienogranito

37695 19,3 33,5 36,7

0,5 2,1 1,2

1 0,5 Monzogranito

38489 23,2 33,7 36,6

3,9 X 1 0,5 1,1 TR Monzogranito

38490 10,2 29,3 52,5

5,4 X 1

1,1 0,5 Cuarzomonzonita

38491 23,7 31,5 33,6 3,2 6,5

1,2 TR 0,3 Monzogranito

38497 22,7 28,2 24,7 10,4 8

1,1 0,5 1

3 TR Aln, 0,4 óxi Monzogranito

38498 28,4 19,4 34,5 9,7 5,2

0,9 TR 1,2

0,7 TR Aln Monzogranito

38499 22,6 31,5 33,2 4,7 6,2

1,3 TR 0,5 TR

TR Aln) Monzogranito

38500 29,5 25,6 34,1

6,1

1,4 0,7 1,2

0,9 Ilm Monzogranito micrográfico

38501 32,9 33,6 26,5

3,2 1,1 0,3 0,8 1,6 X Monzogranito

38502 33,5 26 28,5

8,7

1,4 0,6 1,3

TR TR Aln Monzogranito

38539 13,3 36,1 42,2

8,4 X TR

TR

X Cuarzomonzonita

38541 24,6 35,2 36 TR 2,1 0,7 x

TR TR 1,4 Monzogranito

38542 14,1 54,1 29,3

2,5 Sienogranito

38543 28,9 27,9 38,4

4,8

TR

TR TR

TR Aln Monzogranito

38544 40,7 24,7 27,8

6,8

TR

TR Monzogranito

38545 26 26 45,3

2,7

TR

TR Monzogranito

38547 26,7 23,7 45,9 TR 3,7 Monzogranito bimodal

38548 38,3 19,9 38,4

3,4

TR TR TR TR Monzogranito bimodal

38561 32,9 41,4 21,4

4,3

TR Granodiorita

38562 31,7 12,4 52,4

3,5

TR Sienogranito

64557 26,5 50

8,8 13,7

1 TR Tonalita

65443 49,3 8,7 41,3

0,3

TR

TR Sienogranito

73776 48 15 35

1 1

x

x Granito

73777 20 10 60

8 x

x

x Granito Gráfico

74433 25 14 60

1

x

x Granito

74434 24 10 65

1 x x

x x Granito

74435 31 20 49

1 x x

x Granito

900905 32,7 12,8 51,4

3,1

TR Sienogranito

900947 15,2 37,3 39,6

7,4

Tr 0,5 Tr Tr Cuarzomonzonita

900948 32,8 22,7 37,4

2,1 x 0,5 1 Tr Tr

venillas Qtz 3,5%

Monzogranito micrográfico



A. IGM 38491

B. IGM 35541

C. IGM 35543

D. IGM35545

E. IGM 900905

F. IGM 900905

Figura 4. Características petrográficas de los monzogranitos y sienogranitos del cuerpo principal

del Monzogranito de Santa Rosita.

A) IGM 38491 monzogranito. Nícoles II. Texturas hipidiomórfica inequigranular , compuesta por Pl,

Qtz, Kfs y Bt. B) IGM 38541 monzogranito. Nícoles +. Textura hipidiomórfica inequigranular.

Compuesta por Pl, Qtz, Kfs y Bt. C) IGM 35543 monzogranito Nícoles +. Textura hipidiomórfica

inequigranular, mirmequítica y gráfica. D) IGM 35545 monzogranito. Nícoles +. Compuesta por Pl,

Qtz, Kfs y Bt. E y F) IGM 900905 sienogranito. E) Nicoles II. F) Nicoles +. Textura inequigranular

bimodal. Compuesta por Pl alterada a saussurita y sericita, Qtz, Kfs y Bt.

Qtz

Pl Hbl

Op

Kfs

Kfs

Qtz Bt

Pl

1 mm

1 mm 1 mm

Qtz

Kfs

Pl

Kfs

Qtz

Pl

Qtz

1 mm 1 mm

Bt

Pl

Pl Qtz

Kfs

Kfs



El feldespato potásico (Figura 4) es

ortosa a veces con desmezcla entre

ortosa y microclina con maclas de

microclina tipo parrilla; en cristales

anhedrales de forma tabular, con

tamaños de 0,3 - 0,7 mm y hasta 20 mm,

incoloros o cubiertos parcialmente por

polvo fino de color pardo, con

intercrecimientos gráficos y pertíticos en

venillas, presenta inclusiones de cristales

de plagioclasa, cuarzo, en ocasiones con

texturas micrográficas irregulares,

también de biotita en forma de lamelas

irregulares.

La plagioclasa, andesina (An29-An44), se

presenta en cristales incoloros

prismáticos anhedrales a subhedrales,

inequigranulares, empolvados por la

alteración a sericita y saussurita (Figura

4). Presenta macla de albita y albita-

Carlsbad y ocasionalmente periclina. En

tamaños de 0,2 a 2,5 mm y en el

sienogranito hasta de 5 mm. Tiene

inclusiones de cuarzo, biotitas,

hornblenda y circón.

El cuarzo en los monzogranitos se

presenta de dos formas (Figura 4A

,B,C,D): como cristales xenomórficos

intersticiales de tamaños de 0,2 mm a 3

mm y como gotas de 0,1 a 0,4 mm

intercrecidos en ortosa dando texturas

micrográficas a manera de gotas

elongadas a ovoides. En cristales

anhedrales con bordes irregulares,

incoloros limpios o con inclusiones

poiquilíticas de plagioclasa, biotita, circón

y apatito. En los sienogranitos (Figura 4E,

F) forma aglomeraciones de cristales

anhedrales, localmente con bordes de

crecimiento drusiforme.

La biotita se encuentra en láminas

tabulares subhedrales (Figura 4B,E),

fibrosas en los extremos, parcialmente o

totalmente alterada a clorita y epidota.

Intersticiales entre cuarzo, ortosa y

plagioclasa; tamaños de 0,2 a 1,6 mm,

ocasionalmente hasta de 0,9 mm. De

color pardo claro con pleocroísmo X:

verde claro, Y: verde y Z: verde oliva, el

clivaje mal desarrollado en una dirección.

Color de interferencia verde del segundo

orden, en los cristales alterados es azul

Berlín, con extinción incompleta de ojo

de pájaro. Con inclusiones de opacos,

apatito y circón. Asociada con allanita y

epidota. En algunos cristales únicamente

se reconoce forma esquelética del

mineral con separación residual a lo largo

del clivaje de magnetita y titanita.

La hornblenda solamente se observa en

algunas muestras de monzogranito

(Figura 4A). Son cristales anhedrales a

subhedrales de color verde, con

pleocroísmo X: verde claro, Y: verde y Z:

verde oliva, con clivaje en una dirección,

ángulo de extinción 27°, se encuentran

junto a la biotita y como inclusiones en

plagioclasa. En tamaños de 0,2 a 1,2 mm.

Con fracturas rellenas de óxidos e

hidróxidos de hierro, presenta

inclusiones de cuarzo y opacos.

Los opacos se encuentran diseminados

en la roca en cristales anhedrales finos

con tamaños de ≤0,05 mm hasta 0,2 mm,

intersticiales entre los minerales

principales de la roca, generalmente



asociados o incluidos en la biotita,

algunos están alterados a hematita.

El circón se presenta en microcristales

euhedrales y subhedrales prismáticos

cortos, incoloros de alto relieve como

inclusiones dentro de la biotita,

generando bordes metamícticos, en

cuarzo y ortosa. Tamaños de 0,05 a 0,2

mm. Color de interferencia azul del

tercer orden y con extinción paralela.

La allanita, en cristales anhedrales de

color castaño rojizo, pleocroicos. Tamaño

0,9 mm, asociado con biotita, epidota y

opacos. El apatito, en cristales

subhedrales cortos, incoloros, de relieve

alto, con tamaños de 0,05 a 0,3 mm,

color de interferencia gris del primer

orden, extinción recta; como inclusiones

en cuarzo, plagioclasa y feldespato. La

titanita en cristales anhedrales cortos

con relieve alto, color pardo con

birrefringencia castaño pálido,

ligeramente pleocroico, de tamaño de

0,1 mm. Asociado con minerales opacos

y láminas de biotita.

La matriz en las muestras con textura

bimodal porfídica es granular

alotriomórfica, constituida por cristales

de cuarzo con tamaños de 0,3 a 0,8 mm,

plagioclasa de 0,4 a 0,7 mm, ortosa de

0,5 a 1 mm, presenta textura

mirmequítica y micrográfica, láminas

intersticiales de biotita de tamaño ≤0,6

mm.

4.3.2 Rocas de dique

Los diques del Monzogranito de Santa

Rosita incluyen riolitas (IGM 900967) y

dacitas (IGM 38539). En la Figura 5 se

muestra el contacto entre el dique de

dacita y una cuarzomoanzonita.

Figura 5. Sección delgada del contacto del monzogranito con el dique de dacita.

Macroscópicamente se observan rocas

muy alteradas de color crema moteada

de blanco, con textura fanerítica

bimodal, porfirítica de grano medio, con

fenocristales de feldespato, cuarzo y

plagioclasa, con 20% de matriz.

Se analizaron dos secciones delgadas

localizadas en la plancha 152, una

muestra se clasificó como riolita y la otra

como dacita (Tabla 2). En la Figura 6 se

muestra la clasificación petrográfica de

las rocas de dique en el diagrama QAP

(Streckeisen, 1976).

Las dos muestras presentan texturas

microporfídica con matriz de grano fino a

ultra fino (Figura 7).

Tabla 2. Composición modal de los diques del Monzogranito de Santa Rosita.

IGM Qtz Pl Kfs Cpx Bt Ms Chl Op Zrn MATRIZ CLASIFICACIÓN PETROGRÁFICA

38539 18 15

TR 10 1 3 3

50 Dacita porfídica

900967 28,5 17,5 42

9 1 X 1,5 0,5 Riolita porfídica



Figura 6. Clasificación modal de los diques del Monzogranito de Santa Rosita en triángulo de

Streckeisen (1978).

La riolita porfídica (IGM 900967) está

compuesta por fenocristales de ortoclasa

(42%), cuarzo (28,5%) y plagioclasa

(17,5%). La matriz es microcristalina

felsítica compuesta por microcristales de

composición félsica y agregados finos de

biotita y sericita.

Figura 7. Aspecto macroscópico de la riolita.

El feldespato es ortoclasa, se presenta

tanto como constituyente de la matriz

como en fenocristales, son anhedrales,

incoloros a levemente pardos debido a la

caolinización, con rangos de tamaños

entre 0,1-0,2 mm (matriz) y 4-7 mm

(microfenocristales). Presentan pertitas.

Algunos cristales con maclas de

microclina. Los microfenocristales tienen

textura poiquilítica con pequeñas

inclusiones de menos de 0,1 mm de

cuarzo. Los fenocristales se observan

corroídos hacia los bordes y localmente

hacia el centro (Figura 8A y B).

El cuarzo, en cristales anhedrales,

incoloros, subredondeados, de tamaño

entre 0,1-0,2 mm (matriz) y 1-3 mm

(fenocristales). Presentan corrosión y

bahías hacia los bordes. Extinción

levemente ondulatoria. Localmente

presentan inclusión de micas blancas

<0,1 mm (Figura 8A y B).

La plagioclasa se observa como

pseudomorfos de fenocristales y



microfenocristales subhedrales a

euhedrales tabulares con alteración a

sericita. Tamaño 2 – 3 mm (Figura 8A).

La biotita se presenta en cristales

anhedrales moderadamente cloritizados,

de color marrón verdoso con

pleocroísmo débil, color de interferencia

amarillo de segundo orden y tamaño

0,05mm. Se encuentran como agregados

finos en la matriz y rellenando fracturas

en los fenocristales de ortoclasa.

Como minerales accesorios de los diques

de riolita se hallan moscovita, en cristales

anhedrales incoloros, de tamaño de

cristales entre 0,1 y 0,3 mm; ocurren

asociados a biotita en la matriz de la

roca. El circón en cristales euhedrales

incoloros, con colores de interferencia

hasta de tercer orden y con tamaño

entre 0,05 y 0,1 mm. Los opacos se

encuentran en la matriz de la roca,

anhedrales, también por alteración de

biotita.

La dacita (IGM 38539) es una roca

holocristalina de grano fino con cristales

de tamaño 0,06 mm, con textura

microporfídica. Está compuesta por 50%

de matriz felsítica de grano ultra fino y

microfenocristales de cuarzo (18%),

plagioclasa (15%), biotita (10%), opacos y

clorita (Figura 8C y D). A. IGM 900967

B. IGM 900967

C. IGM 38539

D. IGM 38539

Figura 8. Características petrográficas de los diques en el Monzogranito de Santa Rosita.

A) Muestra IGM 900967, nicoles II. Textura microporfídica. B) IGM 900967, nicoles +. Riolita,

compuesta por microfenocristales de Qtz, Pl, Kfs y matriz felsítica (M). C y D) IGM 38539 contacto

entre cuarzomonzonita (fracción gruesa-C) y el dique de dacita (fracción fina-D). C. Nicoles II, D.

Nicoles +. Dique con textura microporfídica, compuesto por matriz (M), Pl, Kfs y Bt.

Kfs Kfs

Pl Pl Qtz

Kfs 1 mm 1 mm Kfs

Qtz

M

Qtz

Qtz

Bt

Bt M M

1 mm 1 mm



5. GEOQUÍMICA

La caracterización litogeoquímica del

Monzogranito de Santa Rosita se realizó

a partir de análisis de tres granitoides del

cuerpo principal y de un dique riolítico,

todas las muestras con previo análisis

petrográfico.

Los análisis químicos de todas las

muestras del proyecto se hicieron en los

laboratorios del Servicio Geológico

Colombiano (Bogotá). Para los óxidos

mayores y los elementos trazas (V, Mo,

Nb, Ta, W, Zr y Hf), se utilizó el método

de fluorescencia de rayos X, para el resto

de elementos traza y tierras raras se

utilizó el equipo de espectrometría de

masas con plasma acoplado

inductivamente (ICP-MS). Para la

interpretación de los óxidos mayores se

hizo el recálculo a 100 % en base seca.

5.1. ÓXIDOS MAYORES

Los resultados de óxidos mayores de las

rocas del Monzogranito de Santa Rosita

se muestran en la (Tabla 3). Los valores

de LOI son relativamente bajos, en

general menores a 2 %, indicando que las

muestras no están muy alteradas. El

contenido de SiO2 en los granitoides varía

entre 77,04 % y 82,22 % y en el dique el

contenido es de 75 %. El de Al2O3 en los

granitoides es entre 8,9 y 12,5 % y en el

dique de 13,4 %. El contenido de Na2O en

los granitoides es variable entre 2,15 y

2,78 % y en el dique de 1,54 %. El

porcentaje de K2O en los granitoides

varía de 2,42 a 4,76 % y en el dique 5,92.

El porcentaje de Fe2O3total en los

granitoides varía entre 0,91 y 2,05 %,

mientras que el contenido en el dique es

de 1,88 % y el porcentaje de MgO varía

en los granitoides entre 0,15 y 0,61 % y

en el dique el contenido es de 0,19 %.

Siendo que el dique tiene una

composición química diferente a los

granitoides. Los granitoides poseen

corindón normativo (norma CIPW) entre

1,3 % y 2,4 %, mientras que el dique

tiene mayor corindón normativo 4,5 %.

Tabla 3. Composición de óxidos mayores en rocas del Monzogranito de Santa Rosita.

IGM W N N CAMPO SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO Na2O K2O P2O5 FeO LOI

900905 1143090 1179799 GZ-6837 77,04 0,28 12,5 1,19 0,15 0,48 2,78 4,54 0,042 0,65 0,96

900947 1142917 1184938 MIA-642 82,22 0,31 8,9 2,05 0,61 0,15 2,33 2,42 0,062

0,91

900948 1143158 1183785 MIA-643 81,05 0,16 10,1 0,91 0,23 0,05 2,15 4,76 0,025 0,55 0,53

*900967 1137891 1193921 TCR-381 75 0,23 13,4 1,88 0,19 < 0,10 1,54 5,92 0,078

1,59

*900967 Riolita



En el diagrama de Middlemost (1994)

para rocas plutónicas los granitoides

caen en el campo subalcalino y se

clasifican como granitos (Figura 9A). Esta

clasificación coincide con la petrográfica

en las muestras de granitoides

IGM900905 y 900948, pero no con la

IGM900947 que petrográficamente se

clasificó como cuarzomonzonita.

Químicamente esta muestra presenta

más alto contenido en SiO2 respecto a

las otras dos muestras, lo cual no es

coherente con su más bajo contenido de

cuarzo en la petrografía. La

inconsistencia se puede deber a que la

muestra presentaba finas venillas de

cuarzo (menores a 1 mm) que

probablemente quedaron incluidas en el

análisis químico y esto aumentó el

contenido de SiO2. Lo que conyella a que

la muestra grafique en el campo de los

granitos y no en el de las

cuarzomonzonitas. Pero es de anotar que

en general este granitoide exhibe una

composición de óxidos mayores

diferente a las otras dos muestras. En el

diagrama de Middlemost (1994) para

rocas volcánicas el dique grafica en el

campo de las riolitas (Figura 9B)

coincidiendo con la clasificación

petrográfica.

Figura 9. Diagramas de clasificación de Middlemost (1994) para rocas del Monzogranito de Santa Rosita. A) TAS para rocas plutónicas. B). TAS para rocas volcánicas.

En el diagrama de Peccerillo & Taylor

(1976) un granitoide se ubica en el

campo de las rocas calcoalcalinas ricas en

potasio, mientras que el dique en el de

las shoshoníticas (Figura 10A). En este

diagrama solo aparecen aquellas



muestras con contenidos de SiO2

menores a ~78 %.En el diagrama AFM

todas las muestras presentan una

tendencia calcoalcalina (Figura 10B). En

el diagrama de alcalinidad-aluminosidad

de Shand (1943) las rocas del

Monzogranito de Santa Rosita se ubican

en el campo peraluminoso (Figura 10C).

En el diagrama de la (Figura 10B), las

rocas se agrupan en el campo

peraluminoso (Figura 10D), dentro del

campo de los granitos peraluminosos

félsicos f-P (2 granitoides y el dique) y

una (IGM 900947) en el campo de los

granitoides medianamente

peraluminosos (m-P).

Figura 10. Diagramas de clasificación para rocas del Monzogranito de Santa Rosita. A) Diagrama K2O vs SiO2 (Peccerillo & Taylor, 1976). B) AFM (Irvine & Baragar, 1971). C) Diagrama de

alcalinidad-aluminosidad (Shand, 1943). D) Diagrama de Debon & Le Fort (1983) modificado por Villaseca et al. (1998).



5.2. ELEMENTOS TRAZA Y TIERRAS RARAS

Los resultados de los análisis de

elementos traza y tierras raras para las

tres rocas plutónicas del Monzogranito

de Santa Rosita y una de dique se

presentan en la (Tabla 4).

Tabla 4. Resultados de elementos traza en partes por millón (ppm) para rocas del Monzogranito

de Santa Rosita. IGM Li Be Sc V Cr Mn Co Ni Cu Zn Ga As Rb Sr

900905 6,34 3,95 9,80 14,30 4,27 159,9 12,7 1,96 23,99 16,9 19,4 3,63 273,4 42,4

900947 36,69 2,64 8,52 17,50 8,88 270,1 21,8 5,17 5,56 22,2 12,9 2,93 119,2 52,6

900948 8,54 4,23 4,65 6,24 2,16 155,0 18,9 1,98 4,30 14,1 14,0 1,93 237,5 33,9

*90096 15,48 3,27 23,49 6,82 3,03 305,4 9,27 0,91 7,80 38,2 24,2 5,99 347,1 41,0

IGM In Cs Ba Tl Pb Bi Th U Zr Nb Mo W

900905 0,03 2,97 214,88 1,48 11,86

0,14 57,70

13,08

172,80

13,60

3,10 40,20

900947 0,03 0,79 345,45 0,59 4,76 0,10 14,61

2,92 166,30

7,80 <2 72,50

900948 0,02 1,24 591,04 1,23 4,45 0,07 23,36

4,93 111,30

7,50 <2 64,60

*900967 0,09 3,66 1672,5 1,62 24,5 0,52 22,0 3,73 208,6 25,7 <2 38,9

IGM La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

900905 63,68 127,09

17,09 62,30 12,37

0,58 9,14 2,04 12,04 2,36 7,33 1,04 6,95 0,97

900947 29,37 58,77 8,17 29,15 6,69 0,64 4,78 1,22 6,01 1,23 3,63 0,48 3,05 0,44

900948 17,59 31,35 4,99 19,38 4,67 0,55 3,62 0,95 5,69 1,11 3,37 0,45 2,83 0,40

*900967 152,8 166,7 33,62 121,2 24,4 2,94 15,2 2,75 9,26 1,30 3,79 0,36 2,50 0,35

*900967 dique de riolita

En el diagrama multielemental (Figura

11A) normalizado al NMORB de Sun &

McDonough (1989) las muestras de este

plutón exhiben un enriquecimiento en

LILE (large-ion lithophile elements) con

relación a los HFSE (High Field Strenght

Elements) y anomalías negativas de Nb, P

y Ti que indican un origen relacionado

con subducción.



Figura 11. A) Diagrama multielemental normalizado al NMORB de (Sun & McDonough, 1989) para rocas del Monzogranito de Santa Rosita. B) Patrones de REE normalizado al condrito de Nakamura

(1974).

En el diagrama de las tierras raras (REE)

normalizadas al condrito según

Nakamura (1974) (Figura 11B), se

observa que las muestras de los

granitoides exhiben patrones similares

paralelos entre sí, con leve a moderado

enriquecimiento en LREE respecto a los

HREE, muestran un patrón casi plano en

los HREE y anomalía pronunciada de Eu,

esta última indica fraccionamiento o

separación de la plagioclasa del magma

original. Por otro lado, el patrón del

dique se diferencia de los anteriores por

anomalía negativa de Ce, una anomalía

de Eu menos pronunciada y por menor

contenido de elementos de las tierras

raras pesadas (HREE) cruzando los

patrones de los granitoides en este

intervalo de las REE.

5.3. DISCRIMINACIÓN DE AMBIENTE TECTÓNICO Y TIPO DE GRANITOIDE

Las rocas del Monzogranito de Santa

Rosita grafican en el campo de los

granitos Tipo S (Figura 12A). En el

diagrama de Batchelor & Bowden (1985)

(Figura 12B) la totalidad de las muestras

corresponden a granitos pos-orogénicos.

El diagrama Rb/Zr vs Nb (Martin, 1994)

muestra que las rocas IGM 900947 y

900948 son de Arco continental normal y

la roca IGM 900905 caen en el campo de

Arco continental maduro pero en el

límite con el de Arco continental normal

(Figura 12C). La muestra IGM900967 del

dique cae por fuera de todos los campos

(Figura 12C).



Figura 12. A) Diagrama de Frost et al. (2001). B) Diagrama de Batchelor & Bowden (1985). C)

Diagrama de Martin (1994).

5.4. GEOQUÍMICA DE ELEMENTOS TRAZA EN CIRCONES

El análisis isotópico y de elementos traza

de los circones de la muestra GZ- 6837

(IGM 900905) se llevó a cabo en el

laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI)

en el Centro de Geociencias de la

Universidad Nacional Autónoma de

México (UNAM). El análisis de ICP-MS

permitió determinar la abundancia de los

elementos traza en cada punto analizado

de los circones (Tabla 5), los valores de

REE se normalizaron al condrito

(McDonough & Sun, 1995) y se

calcularon los valores de Pm (Pm*=

(Nd*Sm)^2) y Tm (Tm*=(Er*Yb)^2).

Los patrones normalizados se presentan

en la (Figura 14). En general se observan

patrones típicos de circones ígneos con

anomalía positiva de Ce y negativa de Eu.

Los patrones en las HREE son paralelos y

semejantes para todas las muestras,

mientras que las diferencias notables se

aprecian en las LREE, donde hay algunos

patrones que indican enriquecimiento en

estos elementos. Sin embargo, las LREE

son susceptibles de movilidad o

enriquecimiento debido por ejemplo a

presencia de inclusiones ricas en estos

elementos en los circones.



Tabla 5. Elementos traza de circones de la muestra GZ- 6837 (IGM 900905) en partes por millón (ppm).

Punto P Ti Y Nb La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Yb Lu Hf Pb Th U

Zircon-036 42300 6.3 1470 4.01 0.67 27.5 0.67 4.9 5.6 0.57 26.2 9.7 121 49.3 228 462 95 11200 38.25 222 497

Zircon-037 23000 9.4 2060 7.5 5.1 102 5.8 14.8 10.4 2.65 38.5 13.4 175 68 314 670 133 14600 73.5 510 970

Zircon-038 25000 11.7 2970 4.4 1.38 29.2 0.73 5.2 9.1 0.78 52 19.9 248 99 450 860 172 13100 65.75 580 850

Zircon-039 16900 6.5 2660 4.06 0 29.4 0.076 2.06 7.2 0.333 46 16.7 224 85 414 770 153 11400 73 620 850

Zircon-040 31000 7.8 3350 15.1 0.27 55 0.335 4.58 10.4 0.98 69 26.4 322 114 540 910 195 11700 88.25 940 1220

Zircon-041 16800 6.05 3480 6.56 1.2 49.2 1.37 11.2 16.2 2.18 77 28.1 317 110 460 790 154 10100 87.75 670 1090

Zircon-042 25200 8.7 2080 4.79 7.2 37 3.6 17.2 15.7 2.36 60 20.9 238 73 283 510 101 9800 53.25 360 650

Zircon-043 9900 50 2850 7.2 0.56 23.4 0.63 4.17 6.9 0.87 49 18.1 236 96 442 840 171 12500 63.75 395 770

Zircon-044 7600 6.8 1800 9.5 0.091 18.1 0.102 2.31 4.35 0.316 29.6 12.1 156 63 277 521 106 13400 44.5 254 540

Zircon-045 21800 9.5 6300 22.9 15.8 388 14.5 99 80 14.1 224 67 650 212 900 1620 309 13600 192.5 1310 2850

Zircon-046 2200 7.6 1370 6.1 0.0045 18.5 0.038 0.87 2.03 0.072 16.6 7.8 108 46 220 440 91 12200 57.25 344 720

Zircon-047 6600 6.2 2020 14.4 0.169 17.3 0.143 1.43 4.1 0.233 28.5 12.5 171 69 325 620 125 11800 78.75 387 1000

Zircon-048 2100 8.6 2400 3.99 0.015 11.1 0.221 4.7 10.3 1.58 58.8 19.5 229 86 361 588 117 9700 23.75 196 292

Zircon-049 5400 7.1 1980 5.7 0 14.8 0.041 1.61 4.19 0.42 32.6 13 171 70 315 580 120 10400 41.75 266 510

Zircon-050 9800 6.7 1810 4.38 0.0016 10.4 0.045 0.88 2.91 0.114 25.5 10.1 140 60.6 287 582 126 11200 41 213 512

Zircon-051 3700 9.3 1730 3.81 0.016 9 0.098 1.93 5.05 0.86 33.8 12.2 152 60.6 270 497 101 9300 18.375 124 229

Zircon-053 4000 7.6 1600 4.34 1.69 21.9 1.41 9.9 9.3 1.08 35.5 12.7 144 53.7 241 478 96 13000 42.5 257 501

Zircon-054 2940 6.5 2050 4.23 0.25 27.6 0.227 2.83 4.4 0.34 30.5 13.2 161 68 320 670 145 12000 77.25 488 1040

Zircon-055 10300 8.5 6500 10.3 2.97 100 2.23 18.8 26 2.67 144 52 600 215 920 1550 294 10200 187.5 2290 2220

Zircon-056 14500 6.1 5300 9.6 0.8 22 0.65 7.1 16 1.95 129 45 520 175 710 1130 214 10900 77 470 1030

Zircon-057 7500 8 2840 13.6 6.1 74 3.3 18.1 13.8 1.07 61 20.3 253 101 450 840 168 15100 79.25 440 1030

Zircon-058 3600 7.8 2940 6.1 0.53 24.7 0.372 3.82 10.5 0.81 63 22.6 261 98 372 656 129 11800 56.5 433 710

Zircon-059 3100 11 2470 5 1.2 36.7 0.75 4.8 7.1 0.59 42.1 16.9 211 82 367 680 133 12000 48.75 451 610

Zircon-060 20000 26 2640 5.42 17.8 68 9 45 24.4 2.24 67 20.9 235 88 404 840 182 8400 46.25 323 557

Zircon-061 6680 7.5 3230 2.32 0.008 4.53 0.047 1.34 3.54 0.164 33.9 16.1 252 106 549 1210 249 11400 52 126 697



Tabla 5 (Continuación). Elementos traza de circones de la muestra GZ- 6837 (IGM 900905) en partes por millón (ppm).

Punto P Ti Y Nb La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Yb Lu Hf Pb Th U

Zircon-062 2490 6.09 950 2.75 0 10.6 0.026 0.42 1.64 0.155 13.1 5.8 77.6 31.4 152 313 63.9 10100 19.425 112 255

Zircon-063 4600 7.8 1650 5.7 3.1 128 2.96 18.7 17.4 3 51 14.2 148 54 232 455 92 11000 31.75 217 419

Zircon-064 1740 11.8 2550 2.45 0.029 11.9 0.334 6.21 11.9 3.05 68.1 22.6 246 92 381 651 134 8200 19.525 215 233

Zircon-065 2210 9 1270 3.84 0.138 20.6 0.156 1.03 2.88 0.14 18.9 7.6 97 42.6 199 391 80 12300 38.25 277 481

Zircon-066 8700 7.3 4290 4.18 0.98 14.3 0.81 7.6 13.2 2.05 84 33.4 385 147 622 1140 225 12100 60.25 240 760

Zircon-067 1300 6.03 1360 4.99 0.148 21.2 0.123 1.85 2.97 0.275 22 8.7 114 46.6 211 423 83 9600 52.75 365 642

Zircon-068 2430 7.2 1940 4.26 5.3 69 5.3 34.4 28.8 6.2 74 18.7 179 62 273 560 115 10500 44.5 235 590

Zircon-069 3400 9.4 1050 2.13 4.4 27.3 2 10.4 5.4 0.26 19 6.84 86.5 35.4 162 316 64.7 9300 23.25 155 291

Zircon-070 5700 14.3 1550 5.8 33 107 13.2 65 19.3 0.42 41 12 133 51 232 451 90 11500 54.75 449 750



Figura 13. Patrones de los elementos de las tierras raras REE normalizados según el condrito de McDonough & Sun (1995), en circones de la muestra GZ- 6837 (IGM 900905).

De acuerdo con los contenidos de Pb y Th

una parte de los circones de la muestra

GZ- 6837 (IGM 900905), aunque hay

bastante dispersión, grafican en el campo

de los granitos Tipo S (diagrama de Wang

et al., 2012) (Figura 14A), lo cual es

coherente con lo observado en la Figura

12A diagrama para discriminación de

granitos.

Figura 14. Diagrama Pb vs Th de Wang et al. (2012) para inferir afinidad con tipo de granitoides de los circones de la muestra GZ-6837 (IGM900905) del Monzogranito de Santa Rosita.



6. POSICIÓN ESTRATIGRÁFICA Y EDAD

El Monzogranito de Santa Rosita en gran

parte de su exposición tanto en la

plancha 152 como en la 172 se halla en

contacto con la Formación Floresta,

aunque las relaciones entre ambas

unidades en la plancha 152 se reportaron

como inciertas (Vargas et al. 1976, 1981),

mientras que en la Plancha 172 describen

que las rocas sedimentarias de las

Formaciones Tibet, Floresta y Tibasosa

cubre de manera discordante el cuerpo

intrusivo (Ulloa et al. 2003). En la parte

suroccidental el cuerpo intrusivo

infrayace rocas sedimentarias del

Cretácico (Vargas et al., 1976, 1981).

En el proyecto de Magmatismo Jurásico

en Colombia se dataron dos muestras del

Monzogranito de Santa Rosita. La

primera fue la roca GZ-6837 (IGM

900905), colectada sobre la carretera

Onzaga-Santa Rosita en plancha 152. La

segunda de un saprolito JGB-482, que se

tomó en la vía Belén-Tutazá en la plancha

172. La muestra de roca cuenta con

descripción petrográfica y análisis

litogeoquímico, su localización se

presenta en la Figura 15 y Tabla 6).

El primer fechamiento se hizo en circones

de un concentrado obtenido de la

trituración de la roca. El análisis

geocronológico se realizó en el

laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI)

en el Centro de Geociencias de la

Universidad Nacional Autónoma de

México (UNAM), campus Juriquilla,

empleando un Thermo X series QICPMS

acoplado a un Resonetics, estación de

trabajo láser excimer Resolución M050.

El protocolo de análisis seguido y

modificado es el de Solari et al.

(2010).Los puntos analizados son de 23

micrómetros. Las concentraciones de U y

Th fueron calculadas empleando un

circón estándar externo de acuerdo a

Paton et al. (2010). Las incertidumbres

de sigma 2 propagadas se lograron según

Paton et al. (2010). Las proporciones

207Pb/206Pb, edades y errores se

calcularon según Petrus y Kamber (2012).

Se realizó un análisis estadístico con el fin

de mejorar el rango de confiabilidad de la

edad proporcionada por el laboratorio,

teniendo en cuenta la relación

[(207Pb/235U)-(206Pb/238U)/206Pb/238U),

eliminando los datos de circones con

valores discordantes que estuvieran, en

general, por encima de 15% y errores de

más de 5%. Los gráficos de concordia e

histogramas se elaboraron en el software

de Isoplot/Ex vers. 4,15 (Ludwig, 2008).

La datación de los circones concentrados

del saprolito (JGB-482) fue hecha en el

laboratorio del Servicio Geológico

Colombiano, por el Grupo de

Investigaciones y Aplicaciones Nucleares

y Geocronología (GIANG-SGC), con el



método Laser Ablation Inductively

Coupled Plasma Mass Spectrometry (LA-

ICP-MS). A las muestras se le realizó un

análisis estadístico para mejorar el rango

de confiabilidad de la edad, para ello se

tuvo en cuenta la relación [(207Pb/235U)-

(206Pb/238U)/206Pb/238U)] y se eliminaron

los datos con valores discordantes >10%.

El gráfico de concordia e histogramas se

elaboraron en el software de Isoplot/Ex

vers. 3.75-4.15 (Ludwig, 2008).

Figura 15. Ubicación de edades obtenidas en el presente proyecto en el Monzogranito de Santa Rosita y por Horton et al. (2010) en el Stock de Otengá.



Tabla 6. Resultados de geocronología en muestras del Monzogranito de Santa Rosita. IGM N CAMPO E N CLASIFICACIÓN Plancha EDAD Rb/Sr

900905 GZ-6837 1143086 1179799 SIENOGRANITO 152 479.0±3.6

JGB-482 1132982 1156928 MONZOGRANITO 172 460.6±4.6

120763

1144200 184000

152

394+23

120760

1137050 162750

152

546+48

Restrepo

1137050 162750

152

471.7

De la muestra GZ-6837 se extrajeron 50

circones con formas prismáticas

subhedrales a euhedrales,

inequigranulares; transparentes y de

color pardo, con inclusiones de puntos

negros, algunos están fracturados. De

esta muestra se obtuvieron 34 datos

(Figura 16).

Debido a la cantidad de inclusiones en los

circones, no se pudieron obtener

imágenes de catodoluminiscencia.

Figura 16. Puntos de ablación para la muestra IGM-900905. Fotomicrografía en luz reflejada tomada en microscopio binocular.

En la Figura 17 se observa que las edades

de los circones van desde 411 Ma hasta

500 Ma, con predominio de las edades

entre 470 y 480 Ma (Figura 17A). En la

Figura 17B las relaciones Th/U son

mayores a 0,1 y próximas a 1, lo que

típicas de circones ígneos (Rubatto,

2002).

El gráfico de concordia (Figura 17C) se

presenta una concentración de

resultados concordantes con la curva

entre los 460 y 500 Ma, un circón de

edad 420 Ma es discordante con

respecto a la tendencia. En la Figura 17D

se presenta el cálculo de la edad media

ponderada para 34 circones con edades



entre 411,3 y 500,5 Ma y promedio de

479±3,6 Ma con MSWD 1,2, la cual se

interpreta como la edad de cristalización

de la roca.

En esta muestra no se obtuvieron datos

de herencia.

Figura 17. Muestra GZ-6837 (IGM 900905). A) Diagrama de probabilidad relativa. B) Relaciones edad en Ma vs Th/U. C) Gráfico de concordia. D) Cálculo de la edad media ponderada.

De la muestra JGB-482 se extrajeron 63

circones con formas prismáticas

alargadas euhedrales, inequigranulares;

incoloros (Figura 18).

En las imágenes de catodoluminiscencia

(CL) los circones son subhedrales a

euhedrales, predominando los

prismáticos alargados, algunos son

homogéneos y otros zonados con

núcleos más oscuros. La ablación en esta

muestra se hizo en los núcleos y en

algunos cristales en el límite entre el

núcleo zonado y los bordes.

De la muestra JGB-482 se obtuvieron 50

datos. Las edades de los circones de la

muestra JGB-482 oscilan en un rango

extenso entre 394,25 y 968,46 Ma (Figura

19 A). Se descartaron de la interpretación

los análisis de resultados precámbricos

con discordancias mayores a 5 %, los



cuales se ven en el diagrama de

concordia (Figura 19 A). La distribución

de las edades aceptadas (Figura 19 B) en

circones de esta muestra es de la

siguiente manera: Neo-proterozoico 578

(n=1), Cámbrico 495-523 Ma (n=8%),

Ordovícico 443-489 Ma (n=33) y Silúrico

410- 443 Ma (n=12).

Figura 18. Montaje de circones analizados muestra JGB-482.

Los resultados del Neoproterozoico y del

Cámbrico se interpretan como

heredados. Para los del Cámbrico se

calculó la mediana con un resultado de

510,2+11/-3,2 Ma (Figura 19 C). La

relación Th/U en circones de esta

población está entre 0,18 y 0,91 que

corresponde a circones de origen ígneo.

Dado que en las imágenes de

catodoluminiscencia disponibles de esta

muestra no es posible identificar las

características de los puntos analizados y

no se tienen criterios para definir qué es

lo que representan las edades entre 411

y 489 Ma, entonces se obtuvo una edad

TuffZirc con todos los resultados de este

intervalo. Dicha edad dio 460,2 +5,16/-

4,55 Ma para un grupo coherente de 39

datos (Figura 19 D). La relación Th/U para

los circones de la muestra JGB-482 está

entre 0,18 y 2,05 que corresponde a

circones de origen ígneo.



Figura 19. Resultados geocronológicos de la muestra JGB-482. A) Diagrama de la concordia Wetherill con todos los análisis. B) Concordia Tera-Wasserburg para los datos aceptados. C)

Mediana de los datos cámbricos. D) Edad TuffZirc para datos ordovícicos y silúricos. E). Diagrama Edad vs Th/U para los datos neoproterozoicos, cámbricos ordovícicos y silúricos.



7. CORRELACIONES

El Monzogranito de Santa Rosita por

composición litológica, química, edad y

posición tectónica se correlaciona con

otros plutones Ordovícicos presentes en

los Macizos de Santander y Floresta, los

cuales se emplazaron durante los

eventos magmáticos del ciclo Orogénico

Famatiniano en el Macizo de Santander,

Floresta, Quetame y en los Andes de

Mérida (Restrepo-Pace, 1995; Restrepo-

Pace et al., 1997; Horton et al., 2010;

Mantilla et al., 2012, Van der Lelij, 2013;

Van der Lelij et al., 2016).

La edad más antigua del Monzogranito

de Santa Rosita (479 ± 3,6 Ma) es posible

correlacionarla con edades similares

tanto en plutones no foliados como

foliados del Macizo de Santander. De

granitoides no foliados en el Macizo se

encuentra en la literatura una edad de

471 ± 7 Ma en un “Granito no foliado”

(Restrepo-Pace & Cediel, 2010) y otra

edad de 483,7 ± 5,9 Ma en un rodado de

gabrodiorita (Van der Lelij, 2013; Van der

Lelij et al., 2016). Dentro de los foliados

se tienen edades de 473,5 ± 2,5 Ma y

472,5 ± 3,4 Ma en el Ortoneis de Berlín,

de aproximadamente 477 Ma en

metadioritas a partir de magmas

derivados del manto en una ambiente de

supra-subducción (Mantilla et al., 2012),

de 479,8 ± 3,1 Ma en un neis de la

Formación Silgará y 477,0 ± 5,3 en una

migmatita de un paraneis (Van der Lelij,

2013; Van der Lelij et al., 2016). Aunque

sean rocas foliadas las edades U-Pb en

circón presentadas por los autores

mencionados fueron interpretadas como

las de cristalización de los cuerpos

ígneos.

La edad más joven del Monzogranito de

Santa Rosita (460,2 +5,16/-4,55 Ma) es

posible correlacionarla con la edad de

457±13 Ma (K-Ar en moscovita) en una

pegmatita que corta el Neis de

Bucaramanga (Goldsmith et al., 1971) y

otra de 456±23 Ma (K-Ar en roca total)

en un gabro cerca de Pamplona (Boinet

et al., 1985).

En una granofelsa que corresponde a un

xenolito dentro del Monzogranito de La

Corcova, Rodríguez et al. (2016) reportan

una edad de cristalización de los circones

de 462,7±3,1 Ma.

En el Macizo de Floresta el Monzogranito

de Santa Rosita se puede correlacionar

con el Stock de Otengá, el cual aflora al

sur y sureste del de Santa Rosita (Ulloa et

al., 2003). En dos muestras, una del

extremo norte y otra del extremo sur del

Stock de Otengá, Horton et al. (2010)

obtuvieron edades U-Pb de 477±11 Ma y

482±15 Ma respectivamente. Edades

muy similares con la edad más antigua

del Monzogranito de Santa Rosita.



8. LOCALIDAD TIPO

Se propone como localidad tipo para el Monzogranito de Santa Rosita la carretera Onzaga-Santa Rosita en la plancha 152 en este sector la unidad

muestra afloramientos meteorizados continuos de fácil acceso, y la quebrada Tuate, municipio de Tutazá en la plancha 172.



9. GÉNESIS

La geoquímica de roca total permite

inferir que las rocas del Monzogranito de

Santa Rosita, tanto los granitoides del

cuerpo principal como el dique, son

calcoalcalinos y peraluminosos, tipo S.

Esta última característica también es

sugerida por el porcentaje de corindón

normativo (1,3 %-2,4 % en granitoides y

4,5 % en dique) y el contenido de Pb y Th

en los circones de un granitoide. De

acuerdo con los elementos traza los

granitoides y el dique se generaron en un

ambiente relacionado a subducción en

una margen continental activa.

Las dos edades obtenidas en este estudio

dan una diferencia de 19 Ma, que

podrían sugerir la existencia de por los

menos dos pulsos magmáticos

diferentes. Uno más antiguo al norte y el

otro más joven al sur. Dado que el dique

exhibe diferencias geoquímicas con los

granitoides del cuerpo principal y que no

se conoce su edad, no es posible concluir

si está relacionado con el mismo

magmatismo que dio origen a los

granitoides o si representa un

magmatismo de otro periodo geológico.

El Monzogranito de Santa Rosita es de

edad Ordovícico Inferior a Medio y su

origen está relacionado con un proceso

de subducción durante la orogenia

Caparonensis o Famatiniana reconocida

en diferentes partes a lo largo del borde

occidental del continente suramericano

(Van der Lelij et al., 2016; Ramos, 2016).



10. RECURSOS MINERALES

En un estudio de exploración regional

para minerales energéticos mediante

gamaespectrometría, en el Macizo de

Santander (Moreno et al., 2011), se

delimitó dentro del Monzogranito de

Santa Rosita una anomalía

correspondiente a valores de cuentas

totales por minuto (mayores a

7000CPM), a uranio (mayores a 8 ppm) y

a torio (mayores a 34 ppm) como se

visualiza en la Figura 20. Esa anomalía se

ubica en límites entre los municipios de

Sativa Norte y Susacón y según los

autores del estudio mencionado, dicha

área se configura en un blanco de

exploración detallada. Estos resultados

sugieren que en esta parte del

Monzogranito de Santa Rosita puede

existir potencial para uranio.

Figura 20. A). Distribución espacial de radiación Gamma total en cuentas por minuto. B). Distribución espacial de uranio en partes por millón. C). Distribución espacial de torio en partes

por millón. Tomado de Moreno et al. (2011).



CONCLUSIONES

Este catálogo presenta nueva

información del Monzogranito de Santa

Rosita, que complementa el

conocimiento petrográfico,

litogeoquímico y geocronológico del

cuerpo plutónico antes conocido en la

literatura geológica como

Cuarzomonzonita de Santa Rosita.

Petrográficamente esta unidad litológica

muestra una composición ácida, las rocas

caen en el campo de monzogranitos,

sienogranitos, granodiorita hasta

tonalita. Están constituidas por

plagioclasa, feldespato potásico, cuarzo,

biotita y algunas pueden presentar

hornblenda.

Geoquímicamente estas rocas son

calcoalcalinas, peraluminosas y caen en

el campo de los granitos tipo S.

Presentan anomalía negativa de Nb, P y

Ti que indican su relación con ambientes

de subducción.

La geocronología por el método U-Pb en

circón en dos muestras del monzogranito

arrojó en roca una edad U-Pb de 479±3,6

Ma (Ordovícico Inferior, Tremadociano) y

otra en saprolito de 460,2 +5,1/-4,5 Ma

(límite Ordovícico Medio-Superior). Por la

edad del Ordovícico Temprano del

Monzogranito de Santa Rosita, este

cuerpo se generó durante la Orogenia

Caparonensis o Famatiniana y hace parte

del conjunto de granitoides Ordovícicos

presentes en los Macizos de Santander y

Floresta.

Según un estudio realizado por otros

autores (Moreno et al., 2011) en esta

unidad se encontró una anomalía

geofísica de U-Th. De acuerdo con esta

información la unidad es un blanco para

exploración detallada de uranio como

recurso energético.



REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

BATCHELOR, R.A. & BOWDEN, P. (1985).

Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters. Chem. Geol., 48(1-4): 43-55.

BOINET, T., BOURGOIS, J., BELLON, H.,

TOUSSAINT, J. (1985). Age et

repartition du magmatism

Premesozoique des Andes de

Colombie. C. R. Acad. Sc. Paris,

300(10): 445-450.

CORDANI, U. G.; CARDONA, A.; JIMENEZ,

D. M.; LIU, D. & NUTRAN, A. P.

(2005). Geochronology of

Proterozoic basement inliers from

the colombian Andes: tectonic

history of remnants from a

fragmented Grenville belt.

Geological Society of London,

Special Publications, 246: 329-346.

DEBON, F. & LE FORT, P. (1983). A

chemical-mineralogical

classification of common plutonic

rocks and associations. Earth and

Environmental Science Trans Roy

Soc Edinb, Earth Sci., 73(3): 135-

149.

FROST, R.B., BARNES, C.G., COLLINS, W.J., ARCULUS, R.J., ELLIS, D.J., FROST, C.D. (2001). A geochemical classification for granitic rocks. J Petrol., 42(11): 2033-2043.

GARCÍA, C. & RÍOS, C. (1999).

Metamorfismo y metalogenia

asociada del Macizo de Santander,

Cordillera Oriental, Colombia.

Colciencias-Universidad Industrial

de Santander (Bucaramanga).

Informe final Proyecto de

Investigación 1102-05-083-95. 191

p.

GOLDSMITH, R., MARVIN, R.F. &

MEHNERT, H.H. (1971).

Radiometric ages in the Santander

Massif, Eastern Cordillera,

Colombian Andes. U.S. Geological

Survey Professional Paper, 750:

D44 -D49.

HORTON, B.K., SAYLOR, J.E., NIE, J.,

MORA, A., PARRA, M., REYES-

HARKER, A., STOCKLI, D.F. (2010).

Linking sedimentation in the

northern Andes to basement

configuration, Mesozoic extension,

and Cenozoic shortening: evidence

from detrital zircon U-Pb ages,

eastern Cordillera, Colombia. Geol

Soc Am Bull., 122 (9/10): 1423-

1442.

IRVINE, T.N., BARAGAR, W.R.A. (1971). A

guide to the chemical classification

of the common volcanic rocks. Can J

Earth Sci., 8:. 523-548.



LEAL MEJÍA, H. (2011). Phanerozoic gold

metallogeny in the Colombian

Andes: A tectono-magmatic

approach. PhD Tesis, Universitat de

Barcelona, 989 p.

LE MAITRE, R. W., BATEMAN, P., DUDEK,

A., KELLER, J., LAMEYRE, J., LE BAS,

M. J., ... & WOOLLEY, A. (1989). A

classification of igneous rocks and

glossary of terms.

Recommendations of the

International Union of Geological

Sciences Subcomission on the

Systematics of Igneous Rocks.

Blackwell Scientific Publications,

Oxford, 193 p.

LUDWIG, K. (2008). Isoplot version 4.15: a

geochronological toolkit for

Microsoft Excel. Berkeley

Geochronology Center, Special

Publication No. 4.

MANOSALVA-SÁNCHEZ, S. R., NARANJO-

MERCHÁN, W. E., RÍOS-REYES, C.

A., AMOROCHO-PARRA, R., &

CASTELLANOS-ALARCÓN, O. M.

(2017). Estudio petrogenético de las

rocas metamórficas del macizo de

floresta, Cordillera Oriental, Andes

Colombianos. Bol. Geol.,39(1): 83-

103.

MANTILLA, L. C., BISSIG, T., COTTLE, J. M.,

& HART, C. J. (2012). Remains of

early Ordovician mantle-derived

magmatism in the Santander

Massif (Colombian Eastern

Cordillera). J South Am Earth Sci.,

38: 1-12.

MANTILLA, L. C., BISSIG, T., VALENCIA, V.,

& HART, C. (2013). The magmatic

history of the Vetas-California

mining district, Santander Massif

Eastern Cordillera, Colombia. J

South Am Earth Sci., 45: 235-249.

MANTILLA-FIGUEROA, L. C., GARCÍA-

RAMÍREZ, C. A., & VALENCIA, V. A.

(2016). Propuesta de escisión de la

denominada ‘Formación Silgará

(Macizo de Santander, Colombia), a

partir de edades U-Pb en circones

detríticos. Bol. Geol., 38(1): 33-47.

MARTIN, H. (1994). Archean grey

gneisses and the genesis of the

continental crust. En: Codie, K. (Ed.)

Archean crustal evolution. Elsevier

Scientific Publishers, 205-260.

MCDONOUGH, W.F. & SUN, S.S. (1995).

The Composition of the Earth.

Chem Geol., (120): 223-253.

MIDDLEMOST, E. A. K. (1994). Naming

materials in magma-igneous rock

system. Earth Sci Rev., (37): 215–

224.

MOJICA, J.; VILLARROEL, C. (1984).

Contribución al conocimiento de las

Unidades Paleozoicas del área de

Floresta (Cordillera Oriental

Colombiana, Departamento de

Boyacá) y en especial al de la

Formación Cuche. U. Nal., Geol.

Col., 13: 55-80. Bogotá.

MORENO S.,G., DÍAZ T., J.F., QUINTERO

O., F.A. (2011). Exploración de

minerales energéticos a partir de

mediciones gamaespectrométricas

para potasio, uranio y torio en el



sector central del Macizo de

Santander, Colombia. Servicio

Geológico Colombiano, Área de

Recursos del Subsuelo, Informe del

Proyecto Exploración de Minerales

Energéticos (Sub09-24), 68 p.

NAKAMURA, N. (1974). Determination of

REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in

carbonaceous and ordinary

chondrites. Geochim Cosmochim

Acta, 38: 757-775.

ORDÓÑEZ-CARDONA, O., RESTREPO-

ALVAREZ, J.J., PIMENTEL, M.M.

(2006). Geochronological and

isotopical review of pre-Devonian

crustal basement of the Colombian

Andes. J. South Am. Earth Sci., 21:

372-382.

PATON, C., WOODHEAD, J.D.,

HELLSTROM, J.C., HERGT, J.M.,

GREIG, A. & MAAS, R. (2010).

Improved laser ablation U-Pb zircon

geochronology through robust

downhole fractionation correction.

Geochem Geophys., 11: 1-36.

PECCERILLO A. & TAYLOR, T.S. (1976).

Geochemistry of Eocene calc-

alkaline volcanic rocks from

Kastamonu area, Northern Turkey.

Contrib Mineral Petrol., 58(1): 63-

81.

PETRUS, J.A., & KAMBER, B.S. (2012).

VizualAge: A Novel Approach to

Laser Ablation ICP-MS U-Pb

Geochronology Data Reduction.

Geostandards and Geoanalytical

Research, 36(3): 247–270.

RAMOS, V. (2016). Curso “Evolución

tectónica de los Andes”. Dictado en

el SGC, Bogotá. Inédito

RESTREPO-PACE, P. (1995). Late

Precambrian to Early Mesozoic

Tectonic Evolution of the Colombian

Andes based on new

geocronological, geochemical and

isotopic date. PhD Tesis, The

University of Arizona, 195 p.

RESTREPO-PACE, P.A. & CEDIEL, F. (2010).

Northern South America basement

tectonics and implications for

paleocontinental reconstructions of

the Americas. J South Am Earth Sci.,

29: 764-771.

RESTREPO-PACE, P.A., RUIZ, J., GEHRELS,

G. & COSCA, M. (1997).

Geochronology and Nd isotopic

data of Grenville-age rocks in

Columbian Andes: new constraints

for Late ProterozoiceEarly Paleozoic

paleocontinental reconstructions of

Americas. Earth Planet Sci Lett.,

154: 331-347.

ROYERO, G.J.M., & VARGAS, H.R. (1999).

Geología del Departamento de

Santander. Escala 1:300.000,

Mapa. INGEOMINAS, Bogotá.

RODRÍGUEZ, G., CORREA M., A.M.,

ZAPATA, G., & ARANGO, M.I.

(2016). Catálogo de Unidades

Litoestratigráficas de Colombia.

Monzogranito de La Corcova. SGC,

92p.

RUBATTO, D. (2002). Zircon trace

element geochemistry: partitioning

with garnet and the link between



U-Pb ages and metamorphism.

Chem Geol., 184(1): 123-138.

SHAND, S. J. (1943). Eruptive Rocks. Their

Genesis, Composition,

Classification, and Their Relation to

Ore-Deposits with a Chapter on

Meteorite. New York: John Wiley &

Sons, 444p.

SOLARI, L., GÓMEZ-TUENA, A., BERNAL,

J., PÉREZ-ARVIZU, O. & TANNER, M.

(2010). U-Pb Zircon Geochronology

with an Integrated LA-ICP-MS

Microanalytical Workstation:

Achievements in Precision and

Accuracy. Geostandards and

Geoanalytical Research, (34): 5-18.

STRECKEISEN, A. (1974). Classification

and nomenclature of plutonic rocks

Geol Rundsch 63(2): 773–786.

STRECKEISEN, A. (1978). IUGS

Subcommission on the Systematics

of Igneous Rocks: Classification and

nomenclature of volcanic rocks,

lamprophyres, carbonatites and

melilitic rocks; recommendation

and suggestions. Neu Jb Mineral,

Abh., 134: 1–14.

SUN, S.S. & McDONOUGH, W.F. (1989).

Chemical and isotopic systematics

of oceanic basalts: implications for

mantle composition and processes.

In: Sanders, A.D., Norry, M.J. (Eds.).

Magmatism in oceanic basins.

Geological Society of London,

Special Publication, (42): 313-345.

TRAVIS, B. (1955). Classification of rocks.

Quaterly of the Colorado School

Mines. 50(4):1–11. U.S.A.

ULLOA, C. & RODRIGUEZ, G. I. (1982).

Intrusivos ácidos Ordovícicos y post

– Devónicos en la Floresta (Boyacá).

6 Congr. Col. Geol., 18 p. Cali.

ULLOA, C.; GUERRA, A. & ESCOVAR, R.

(1998). Geología de la Plancha 172

Paz de Río. Escala 1:100.000,

Mapa. INGEOMINAS, Bogotá.

ULLOA, C.; RODRÍGUEZ, E.; RODRÍGUEZ,

G. I. (2003). Geología de la Plancha

172 Paz de Río. Escala 1:100.000,

Memoria explicativa. 109 p.

Bogotá.

VAN DER LELIJ, R. (2013). Reconstructing

north-western Gondwana with

implications for the evolution of the

lapetus and Rheic Oceans: a

geochronological,

thermochronological and

geochemical study. Thése de

doctorat: Univ. Genéve, No. 4581,

221p.

VAN DER LELIJ, R., SPIKINGS, R.,

ULIANOV, A., CHIARADIA, M. &

MORA, A. 2016. Paleozoic to Early

Jurasic history of the northwertrn

corner of Gondwana, and

implications for the evolution of the

Iapetus, Rheic and Pacific Oceans.

Gondwana Research, 31, 271-294.

VARGAS, R., ARIAS, A., JARAMILLO, L. &

TÉLLEZ, N. (1976). Geología del

Cuadrángulo I-13 Málaga.Memoria

explicativa. INGEOMINAS, 109 p.

Bucaramanga.


TÉLLEZ, N. (1981). Geología del

Cuadrángulo I – 13 Málaga.



Geología Plancha 152 Soatá Escala

1:100.000, Memoria explicativa.

INGEOMINAS, 76 p. Bogotá.


TÉLLEZ, N. (1987). Geología de la

Planchas 152 Soatá. Escala

1:100.000, mapa, versión digital

2009. INGEOMINAS. Bogotá.

VILLASECA, C., BARBERO, L. & HERREROS.

V. (1998). A reexamination of the

typology of peraluminous granite

types in intracontinental orogenic

belts. Trans Roy Soc Edinb, Earth

Sci., 89: 113-119.

WANG, Q., ZHU, D.C., ZHAO, Z. D., GUAN,

Q., ZHANG, X. Q., SUI, Q . L., CHU

HU, Z., MO, X. X. (2012). Magmatic

zircons from I-, S- and A-type

granitoids in Tibet: Trace element

characteristics and their application

to detrital zircon provenance study.

J Asian Earth Sci., 53: 59–66.

WARD, D.E., GOLDSMITH, R., JIMENO, A.,

CRUZ, J., RESTREPO, H. & GÓMEZ,

E. (1973). Cuadrángulo H-12

Bucaramanga. Planchas 109

Rionegro – 120 Bucaramanga.

Cuadrángulo H-13 Pamplona.

Planchas 110 Pamplona – 121

Cerrito. Escala 1:100.000. Memoria

explicativa. Bol. Geol., XXI (1-3):

133 p. Bogotá.



ANEXOS

ANEXO A. EDADES U-Pb DEL MONZOGRANITO DE SANTA ROSITA MUESTRA GZ-6837 (IGM 900905)



Analysis U (ppm) Th (ppm) Th/U 207Pb/206Pb ±2s abs

207Pb/235U ±2s abs

206Pb/238U ±2s abs

Error. Correl.

208Pb/232Th ±2s abs 206Pb/238U

(Ma) ±2s

207Pb/235U (Ma)

±2s 207Pb/206Pb

(Ma) ±2s

Zircon-045 2850 1310 0.46 0.0573 0.0022 0.525 0.019 0.0659 0.0013 0.7042 0.01891 0.00091 411.3 7.8 430 13 499 84

Zircon-040 1220 940 0.77 0.0564 0.0022 0.568 0.021 0.0725 0.0012 0.23024 0.0226 0.0011 451.5 7 456 13 462 83

Zircon-037 970 510 0.53 0.0564 0.0023 0.574 0.023 0.0738 0.0012 0.25631 0.0226 0.0011 459.3 7.1 460 15 471 95

Zircon-070_ GZ-6837

1260 3220 2.56 0.0566 0.0024 0.578 0.022 0.0742 0.0012 0.093008 0.0216 0.0011 461.5 7.4 463 14 471 92

Zircon-047 1000 387 0.39 0.0565 0.0024 0.586 0.022 0.0745 0.0014 0.044876 0.0232 0.0012 463.1 8.2 468 15 464 90

Zircon-042 650 360 0.55 0.0561 0.0024 0.602 0.027 0.0754 0.0016 0.10301 0.0231 0.0014 468.8 9.3 478 16 442 92

Zircon-068 590 235 0.40 0.0567 0.0025 0.594 0.028 0.076 0.0025 0.75725 0.0214 0.0012 472 15 475 19 490 92

Zircon-057 1030 440 0.43 0.057 0.0024 0.604 0.025 0.0761 0.0013 0.35555 0.0231 0.0012 472.8 7.9 480 16 487 91

Zircon-060 557 323 0.58 0.0564 0.0027 0.597 0.026 0.0764 0.0013 0.29951 0.0235 0.0013 474.6 8 476 16 470 100

Zircon-036_ GZ-6837

497 222 0.45 0.057 0.0024 0.602 0.026 0.0765 0.0016 0.03151 0.0226 0.0013 475 9.7 478 16 486 96

Zircon-046 720 344 0.48 0.056 0.0024 0.595 0.025 0.0765 0.0015 0.70101 0.0234 0.0012 475.2 8.9 474 16 457 98

Zircon-063 419 217 0.52 0.059 0.0028 0.619 0.033 0.0766 0.0017 0.028564 0.0221 0.0012 476 10 489 20 570 110

Zircon-054 1040 488 0.47 0.0567 0.0024 0.603 0.024 0.0768 0.0017 0.50109 0.0235 0.0012 477 10 479 15 485 98

Zircon-065 481 277 0.58 0.0556 0.0026 0.597 0.026 0.0773 0.0013 0.29671 0.0234 0.0012 479.9 8 475 17 420 100

Zircon-066 760 240 0.32 0.0572 0.0024 0.611 0.025 0.0774 0.0017 0.64973 0.01772 0.00099 480 10 483 16 506 93

Zircon-048 292 196 0.67 0.0566 0.0027 0.609 0.03 0.0773 0.0016 0.34789 0.0237 0.0012 480 9.3 482 19 460 110

Zircon-038 850 580 0.68 0.0562 0.0024 0.599 0.026 0.0773 0.0018 0.46122 0.0233 0.0012 480 11 476 16 450 100

Zircon-049 510 266 0.52 0.0569 0.0024 0.613 0.024 0.0773 0.0013 0.25882 0.0236 0.0012 480.1 7.8 485 15 479 92

Zircon-039 850 620 0.73 0.0561 0.0024 0.607 0.024 0.0773 0.0013 0.28037 0.0242 0.0012 480.1 8 482 15 453 93

Zircon-069 291 155 0.53 0.0563 0.0029 0.598 0.029 0.0774 0.0016 0.18806 0.0236 0.0013 480.4 9.3 475 19 460 110

Zircon-050 512 213 0.42 0.0565 0.0026 0.611 0.025 0.0775 0.0014 0.036876 0.0247 0.0013 481.4 8.2 483 16 470 100

Zircon-043 770 395 0.51 0.056 0.0024 0.611 0.024 0.0776 0.0015 0.60126 0.0241 0.0012 482 9.1 484 15 470 90

Zircon-041 1090 670 0.61 0.0561 0.0024 0.606 0.027 0.0777 0.0022 0.63741 0.024 0.0014 482 13 480 17 474 92

Zircon-061 697 126 0.18 0.0558 0.0025 0.603 0.027 0.0776 0.002 0.42541 0.0247 0.0015 482 12 479 17 437 97

Zircon-053 501 257 0.51 0.0552 0.0024 0.606 0.025 0.0777 0.0014 0.46787 0.0218 0.0011 482.6 8.3 480 16 430 100



Analysis U

(ppm) Th

(ppm) Th/U

207Pb/206Pb

±2s abs

207Pb/235

U ±2s abs

206Pb/238

U ±2s abs

Error. Correl.

208Pb/232Th

±2s abs

206Pb/238U (Ma)

±2s

207Pb/235U (Ma)

±2s

207Pb/206Pb (Ma)

±2s

Zircon-055

2220 2290 1.03 0.0569 0.0022 0.615 0.023 0.0778 0.0013 0.5711 0.0238 0.0011 483 8 486 14 483 88

Zircon-067

642 365 0.57 0.0574 0.0023 0.614 0.025 0.0779 0.0015 0.51815 0.0238 0.0013 483.4 9.1 486 16 499 93

Zircon-064

233 215 0.92 0.0566 0.0028 0.605 0.028 0.0779 0.0016 0.23176 0.0239 0.0013 483.7 9.4 481 17 470 110

Zircon-056

1030 470 0.46 0.0578 0.0024 0.613 0.027 0.0781 0.002 0.73896 0.0231 0.0014 485 12 485 17 515 91

Zircon-044

540 254 0.47 0.0574 0.0024 0.62 0.024 0.0782 0.0015 0.30889 0.0246 0.0013 485.6 9.2 492 15 514 95

Zircon-062

255 112 0.44 0.0556 0.0027 0.599 0.027 0.0789 0.0015 0.15716 0.0244 0.0015 489.5 9.1 476 18 430 110

Zircon-058

710 433 0.61 0.0575 0.0026 0.633 0.027 0.0797 0.0014 0.10878 0.0241 0.0012 494.3 8.3 497 17 510 100

Zircon-059

610 451 0.74 0.0573 0.0029 0.636 0.03 0.0807 0.0014 0.25764 0.0249 0.0014 500.3 8.5 499 18 489 97

Zircon-051

229 124 0.54 0.0568 0.0028 0.631 0.031 0.0807 0.0016 0.13131 0.0251 0.0014 500.5 9.8 499 18 490 110



ANEXO B. EDADES U-Pb DEL MONZOGRANITO DE SANTA ROSITA MUESTRA JGB-482.



Identificación Muestra

Relación Final Pb 207 _ U

235

Error Interno relación

final Pb 207 / U 235

a 2 D.E.


238

Error Interno relación final

Pb 206 / U 235 a 2 D.E.

Ajuste error de

correlación

Error de correlación Pb 206 _ U 238 vs. Pb

207 _ U 235

EDAD CORREGI

DA Pb 206 _ U

238 (M.A.)

± Error Edad

Corregida (M.A.)

EDAD Pb 207 _ U 235 (M.A.)

U / Th

JGB_482_1 0.541 0.016 0.071 0.001 0.189 0.189 442.766 11.688 440.000 0.649

JGB_482_2 0.565 0.014 0.071 0.001 0.379 0.379 443.179 11.655 453.200 0.834

JGB_482_3 0.784 0.048 0.094 0.003 0.626 0.626 578.317 22.909 589.000 1.809

JGB_482_4 0.632 0.017 0.079 0.001 0.415 0.415 489.673 14.018 497.000 1.013

JGB_482_5 0.714 0.017 0.085 0.001 0.372 0.372 523.144 13.947 546.400 2.704

JGB_482_6 0.583 0.011 0.075 0.001 0.545 0.545 468.988 12.846 467.000 1.501

JGB_482_7 0.572 0.013 0.074 0.001 0.267 0.267 463.409 12.264 459.500 2.543

JGB_482_8 0.570 0.016 0.073 0.001 0.463 0.463 454.692 12.868 459.000 0.574

JGB_482_9 0.565 0.024 0.074 0.001 0.274 0.274 459.047 14.126 455.000 1.509

JGB_482_10 0.526 0.008 0.068 0.001 0.456 0.456 422.248 11.055 429.600 1.184

JGB_482_11 0.520 0.007 0.067 0.001 0.491 0.491 416.937 11.059 426.000 0.764

JGB_482_12 0.542 0.011 0.068 0.001 0.509 0.509 425.279 11.041 439.100 2.244

JGB_482_13 0.571 0.011 0.073 0.001 0.293 0.293 456.938 12.257 459.200 1.593

JGB_482_14 0.631 0.020 0.075 0.001 0.361 0.361 463.683 12.811 495.000 0.565

JGB_482_15 0.556 0.008 0.070 0.000 0.340 0.340 437.789 11.034 449.200 0.838

JGB_482_16 0.569 0.020 0.072 0.001 0.242 0.242 449.430 12.293 456.000 0.771

JGB_482_17 0.545 0.011 0.069 0.001 0.406 0.406 431.225 11.659 441.400 1.636

JGB_482_18 0.580 0.017 0.075 0.001 0.444 0.444 465.245 13.475 467.000 1.090

JGB_482_19 1.770 0.054 0.163 0.002 0.417 0.417 968.461 27.215 1030.000 2.559

JGB_482_20 0.670 0.016 0.083 0.001 0.307 0.307 510.418 13.999 519.300 2.004

JGB_482_21 0.502 0.009 0.063 0.001 0.505 0.505 394.246 10.458 413.700 1.735

JGB_482_22 0.601 0.012 0.071 0.001 0.258 0.258 440.478 11.602 477.100 0.933

JGB_482_23 0.569 0.012 0.074 0.001 0.357 0.357 461.233 12.255 457.000 1.735

JGB_482_24 0.638 0.011 0.082 0.001 0.415 0.415 508.341 14.009 501.400 2.231

JGB_482_25 0.708 0.024 0.079 0.001 0.247 0.247 484.749 13.368 540.000 1.205

JGB_482_26 0.555 0.011 0.070 0.001 0.442 0.442 432.171 11.643 448.600 1.127

JGB_482_27 0.597 0.023 0.075 0.001 0.036 0.036 466.608 13.486 475.000 1.229

JGB_482_28 0.643 0.019 0.082 0.001 0.217 0.217 507.037 13.424 506.000 1.097

JGB_482_29 0.594 0.015 0.076 0.001 0.404 0.404 468.543 12.842 475.000 2.963

JGB_482_30 0.579 0.016 0.074 0.001 0.175 0.175 462.364 12.264 464.800 0.778

JGB_482_31 0.581 0.015 0.074 0.001 0.311 0.311 457.049 12.243 465.900 0.959

JGB_482_32 0.557 0.012 0.071 0.001 0.415 0.415 441.581 11.653 448.500 1.505



Identificación Muestra


235

Error Interno relación

final Pb 207 / U 235

a 2 D.E.


238

Error Interno relación final

Pb 206 / U 235 a 2 D.E.

Ajuste error de

correlación

Error de correlación Pb 206 _ U 238 vs. Pb

207 _ U 235

EDAD CORREGI

DA Pb 206 _ U

238 (M.A.)

± Error Edad

Corregida (M.A.)

EDAD Pb 207 _ U 235 (M.A.)

U / Th

JGB_482_33 0.572 0.015 0.074 0.001 0.221 0.221 459.521 12.254 460.100 2.639

JGB_482_34 0.572 0.017 0.075 0.001 0.294 0.294 469.575 12.886 460.000 0.719

JGB_482_35 0.608 0.013 0.077 0.001 0.186 0.186 478.549 12.230 482.400 0.982

JGB_482_36 0.515 0.012 0.066 0.001 0.311 0.311 410.998 11.070 422.900 1.196

JGB_482_37 0.572 0.016 0.073 0.001 0.503 0.503 455.648 12.866 457.000 0.707

JGB_482_38 0.564 0.011 0.073 0.001 0.693 0.693 452.661 12.851 453.300 2.535

JGB_482_39 0.592 0.011 0.074 0.001 0.286 0.286 460.199 11.631 471.800 1.524

JGB_482_40 0.625 0.017 0.080 0.001 0.055 0.055 495.281 12.845 494.000 1.193

JGB_482_41 0.599 0.021 0.076 0.001 0.046 0.046 473.789 12.274 476.000 0.875

JGB_482_42 0.619 0.019 0.079 0.001 0.203 0.203 488.132 12.842 488.000 1.351

JGB_482_43 0.550 0.017 0.071 0.001 0.242 0.242 440.783 11.686 443.000 0.584

JGB_482_44 0.527 0.007 0.069 0.001 0.491 0.491 431.077 11.065 430.000 0.963

JGB_482_45 0.563 0.008 0.071 0.001 0.336 0.336 441.972 11.037 453.100 0.653

JGB_482_46 0.592 0.012 0.075 0.001 0.440 0.440 465.461 13.452 471.700 0.770

JGB_482_47 0.631 0.022 0.079 0.001 0.314 0.314 488.487 14.061 495.000 1.214

JGB_482_48 0.977 0.069 0.103 0.004 0.780 0.780 624.188 29.166 686.000 1.845

JGB_482_49 0.660 0.023 0.079 0.001 0.716 0.716 486.739 14.002 511.000 4.526

JGB_482_50 0.578 0.014 0.073 0.001 0.555 0.555 455.648 12.860 462.500 2.861

JGB_482_51 0.624 0.016 0.082 0.001 0.288 0.288 510.929 13.451 492.000 1.911

JGB_482_52 0.694 0.029 0.084 0.001 0.502 0.502 521.520 15.217 533.000 1.894

JGB_482_53 0.581 0.014 0.076 0.001 0.533 0.533 469.448 12.853 465.400 1.733

JGB_482_54 1.071 0.022 0.113 0.002 0.486 0.486 682.787 19.013 740.000 2.930

JGB_482_55 0.542 0.011 0.069 0.001 0.663 0.663 427.748 12.253 438.900 0.486

JGB_482_56 0.605 0.018 0.077 0.001 0.127 0.127 480.830 12.859 482.000 1.458

JGB_482_57 0.557 0.008 0.070 0.001 0.392 0.392 438.022 11.037 448.700 2.150

JGB_482_58 0.594 0.012 0.075 0.001 0.258 0.258 465.357 12.244 473.000 0.901

JGB_482_59 0.589 0.021 0.076 0.001 0.230 0.230 471.540 12.877 470.000 2.000

JGB_482_60 0.678 0.024 0.083 0.002 0.531 0.531 510.027 15.780 527.000 2.014

JGB_482_61 0.575 0.016 0.074 0.001 0.195 0.195 458.377 12.268 460.000 2.917

JGB_482_62 1.017 0.021 0.108 0.001 0.468 0.468 657.625 17.273 712.000 5.482

JGB_482_63 0.586 0.013 0.075 0.001 0.220 0.220 464.721 11.642 468.600 1.098

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