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13geología norandina

S O C I E D A D C O L O M B I A N A D E G E O L O G Í A

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Editorial

Este es el segundo volumen de la revista Geología Norandina que publi-ca la SCG desde la reactivación de esta publicación en el año 2015. Esperamos que las contribuciones aquí publicadas sean de utilidad para el avance de las geociencias en el norte de los Andes y en la esquina NW del continente Suramericano.

En esta edición presentamos tres artículos originales que se suman a los ya tradicionalmente publicados en nuestra revista. En el primero, se tratan ideas que aportan al entendimiento de la evolución del límite entre la placa Caribe y la placa Suramericana, tomando información estratigráfica con inter-pretaciones tectónicas de los cinturones Sinú y San Jacinto. La región Caribe es también el foco del tercer artículo, donde se interpretan las condiciones paleoambientales que rigieron durante el Mioceno a partir de paleofauna de

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Carlos A. Zuluaga C./ Editor

arrecifes en la Isla de San Andrés. Finalmente, presentamos un estudio de serpentinitas que ocurren dentro de la gran zona de sutura que en Colombia se reconoce como el límite entre un dominio oceánico al occidente y un do-minio continental al oriente. Las serpentinitas son, por supuesto, tema de es-tudio en zonas de melanges tectónicos porque además de ayudar a entender los procesos tectónicos que imperan durante la subducción, son importantes en el estudio de sismicidad y paleo-sismicidad.

El objetivo de la sociedad es seguir aportando al crecimiento de las geociencias en nuestro país y hacemos de nuevo la invitación a enviar los resultados de sus estudios para que sean publicados en esta revista. Nuestra meta a largo plazo es posicionar de nuevo la revista como un referente im-portante de la geología de la parte norte de los Andes.

diseño gráfico: [email protected] corrección: eduardo pardo ávila • geólogo impresión: Archeopteryx litográfica

C O N T E

geología norandina

Publicación seriada de laSociedad Colombiana de Geología

EditorCARLOS A. ZULUAGA C.

Dirección postal:Cra. 32 A No. 25B-83Torre 5, Local 105,Edificio Mirador de Takay, Bogotá (Colombia).Tel. 57-1-268 4554

Pagina web:www.sociedadcolombianadegeologia.org/geologianorandina.html

ISSN 0120274X

N I D O

1. Posibilidades en Tectónica y Sedimentación de los Cinturones Sinú y San Jacinto

2. Caracterización Mineralógica, Química y Espectroscópica de la Serpentinita en la Cantera de Explotación de Córdoba (Quindío)

3. Paleoenvironmental Inferences for the Miocene Strata of San Andrés Island (Colombian Caribbean)

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G e o l o g í a N o r a n d i n aPosibilidades en Tectónica ySedimentación de los Cinturones Sinú y San Jacinto

Posibilidades en Tectónica y Sedimentación de losCinturones Sinú y San Jacinto

Juan Manuel Herrera GonzálezDirección de Hidrocarburos, Servicio Geológico Colombiano

[email protected]

RESUMEN

El potencial petrolífero del noroeste de Colombia, cinturones plegados Sinú & San Jacinto (CPSSJ), es de especial interés; hasta la fecha se han registrado manifestaciones de hidrocarburos líquidos en algunos pozos y en superficie (oil seeps), pero ningún campo se desarrolla en este recurso y se tiene la ten-dencia general a considerar a los CPSSJ proclives a la generación de gas.

La revisión exhaustiva de la información geológica publicada, más las observaciones de campo, permiten dar cuenta de unas sucesiones litológicas cuya roca fuente está asociada a la denudación de rocas cristalinas que son comunes en las zonas de subducción; la sedimentación de la Formación Can-sona está íntimamente ligada a una corteza oceánica subyacente; las unida-des tipo San Cayetano son el resultado de la denudación continua de un arco magmático; mientras que las unidades del Sinú son producto del reciclaje de las rocas del prisma de San Jacinto, más un gran componente derivado de las intrusiones graníticas en los terrenos acrecionados.

Encaminarse a la prospección de hidrocarburos en una zona de alta com-plejidad en la deformación debe estar ligada a la historia evolutiva, para esto, es necesario efectuar las reconstrucciones palispáticas para cada intervalo de tiempo registrado en las secuencias sedimentarias de los cinturones plegados Sinú y San Jacinto, los cuales se debieron generar en una zona de subducción (fore arc) y ser movilizados hasta su posición geográfica actual mediante fa-llas transformantes, generando diversidad en las trampas de hidrocarburos.

En la actualidad, la ubicación geodinámica de la parte media y norte de Colombia corresponde más a una zona de margen transformante que de sub-ducción, y debe ser referente con un margen inactivo desde hace 14 M.a., tiempo para el cual el Bloque Panamá acrecionó Centro América a Suraméri-ca, inhibiendo la interacción dinámica entre las placas Caribe y Suramericana.

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1. INTRODUCCIÓN

Los cinturones plegados Sinú y San Jacinto (Figura 1), que están loca-lizados en el extremo NW de Suramé-rica han sido comúnmente considera-dos terrenos acrecionados (i.e. Pindell et al., 2001) y en varias publicaciones se hace referencia de los mismos, a un régimen tectónico transpresivo (Pe-troseis, 2011; Flinch, 2003), transten-sivo (ANH, 2011) y hasta extensional de tipo pasivo (Rossello et al., 2015). Así como son de variadas las interpre-taciones tectónicas, las sedimentarias contemplan posibilidades desde ám-bitos de acumulación en un sistema de abanico-delta (ATG, 2009) hasta ambientes de turbiditas de aguas profundas (Duque-Caro, 1972). Las características sedimentológicas de los cuerpos también han dado pie a diversas interpretaciones paleoam-bientales, ya que son comunes las capas con estratificaciones inclinadas, capas lenticulares, ondulitas, granulo-metrías gruesas, eventuales icnofósi-les y contenido fósil de afinidad dul-ceacuícola, entre otros (ATG, 2009). Estas múltiples opciones en tectónica y sedimentación las allana la disconti-nuidad de los afloramientos tanto en la lateralidad como en la verticalidad. Además, en la región la meteorización es intensa y predomina el relieve bajo, la vegetación arbustiva y la poca in-cisión del drenaje. Es de resaltar que para cualquier definición de ámbitos de acumulación de las unidades con-tenidas en los CPSSJ se debe tener en cuenta su entorno geológico en un tiempo determinado, esto se consi-gue con un cuidadoso análisis facial y tectónico-estructural.

Existe en la literatura geológica una variada descripción de las uni-dades de roca en los cinturones Sinú y San Jacinto. Un clásico ejemplo de ello es la Formación Cansona, la cual aflora únicamente en el Cinturón San Jacinto y de norte a sur, en las siguientes localidades: en el Cerro Cansona, en Chalán (Arroyos Peñitas y El Salto), hacia Montería (cante-ras El Clan y Purgatorio) y en Lorica (Cantera San Carlos) y más hacia el sur, los afloramientos de Planeta Rica (Cantera Solís), Tierra Alta y Urrá, de-finiéndose como una unidad hete-rópica e isócrona. Así también, las rocas del Paleoceno tardío – Eoceno

Figura 1. Localización de los Cinturones Sinú y San Jacinto en el NW de Colom-bia, y su relación con algunas de las figuras y fallas mencionadas más adelante.

tardío han tenido multiplicidad de descripciones y, por ende, un buen número de nombres, i.e. Formación San Cayetano, Luruaco, Arroyo Seco, Tuchín, Carreto, Facies de Turbiditas, etc. (de Porta, 1974). En las rocas de la Cuenca del Sinú esta problemática es aún mayor, allí las características litofaciales son idénticas para las ro-cas del Neógeno y fueron acumula-das en tiempos semejantes (unida-des isópicas-isocronas).

Las características estructurales de los cinturones Sinú y San Jacin-to exhiben marcadas diferencias, el Cinturón San Jacinto contiene un sinnúmero de estructuras apreta-

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das y discontinuas enmarcadas en rocas del Paleógeno, mientras que, el Cinturón Sinú, afloran rocas del Neógeno, contenidas en sinclinales amplios (tipo rim synclines) corta-dos en sus flancos por volcanes de lodo activos.

2. EVOLUCIÓNDE LA SEDIMENTACIÓN

2.1. Formación CansonaEn el Cinturón San Jacinto no

se observa la base de la Formación Cansona, pero al sur de Córdoba, Dueñas y Duque (1981), afirman que esta unidad se encuentra de modo discordante sobre las Peridotitas de Planeta Rica a las cuales se les asigna edad de Cretácico temprano (Mejía y Durango, 2003). En algunas localida-des, el contacto superior de la For-mación Cansona se presenta con la secuencia del Paleoceno tardío – Eo-ceno tardío, aquí denominado Ciclo San Cayetano. Éste es el caso del An-ticlinal de Chalán, de los cerros Can-sona, El Loro (Planeta Rica) y de San Carlos; en el resto de localidades, tanto el contacto superior, como el inferior son irreconocibles.

La Formación Cansona fue depo-sitada durante el Campaniano y el Maastrichtiano (ATG, 2009); hacia la parte norte el Cinturón San Jacinto está conformada por delgadas al-ternancias de lodolitas silíceas y cal-cáreas de color gris oscuro, calizas micríticas oscuras y shales, de modo ocasional aparecen capas delgadas de cherts, porcelanitas y arenitas de grano fino a medio; hacia el sur, los afloramientos de las Canteras

El Clan, San Carlos, El Purgatorio y Solís exponen únicamente las facies de cherts. Existe un consenso en la literatura geológica acerca del am-biente de acumulación para la For-mación Cansona, el cual es marino profundo (Ecopetrol, 2001; Duque, 1972; Duque & Dueñas, 1987; entre otros), aunque en las áreas de Cha-lán y del Cerro Cansona la batime-tría de algunos de sus segmentos puede estar cerca a los 50 metros (ATG, 2009).

2.2. Ciclo San CayetanoEsta denominación se hace para

la sucesión sedimentaria acumulada de modo discordante sobre la For-mación Cansona durante el Paleo-ceno tardío – Eoceno tardío y está constituida por una potente suce-sión de areniscas líticas verdosas, de grano fino, a las que se interponen niveles lodolíticos grises. En algunos sectores, como en el Cerro Canso-na y en el Anticlinal de Toluviejo, la sucesión inicia con ruditas, cuya proveniencia son rocas cristalinas que varían dependiendo de la zona estudiada, desde basálticas a da-cíticas, hasta granodioritas, neises cuarzo feldespáticos e ignimbritas (Figuras 2A y 2B).

En algunos sectores, como en el Anticlinorio de Luruaco, es po-sible separar el Ciclo San Cayetano en tres segmentos: el inferior, en el que dominan las litoarenitas en ca-pas muy gruesas, el intermedio de capas gruesas de lodolitas que al-ternan con delgadas capas de litoa-renita finogranular (Figura 2C), en la que ocasionalmente se presentan

fragmentos de hojas y tallos fosi-lizados (Figura 2G), y un nivel su-perior de ritmitas lodolita-arenita-lodolita en capas delgadas (Figura 2H). El espesor de la sucesión es va-riable, alcanzando los 1.800 metros en el sector de Luruaco, 800 metros en el Anticlinal de Chalán y cercano a los 1.200 metros en Tierralta.

Es de resaltar que en localida-des como el Arroyo Seco el alto contenido de partículas derivadas de rocas cristalinas marca un fuerte contraste con un reciclaje de mate-rial sedimentario, la igual propor-ción de detritos de volcanitas y de rocas metamórficas alcanza cerca del 80%. En el sector de Luruaco se hace más preponderante el conte-nido de detritos de volcanitas con respecto a los demás constituyen-tes, pero en ninguno de los casos los fragmentos derivados de sedi-mentitas superan el 10 %.

Las estructuras sedimentarias comunes en las areniscas son la laminación plana paralela, estrati-ficación inclinada de bajo ángulo, ondulitas de corriente, turboglifos, estructuras penecontemporáneas de deformación y escasa bioper-turbación. En las lodolitas es común encontrar fragmentos de gasteró-podos, moldes de foraminíferos, restos de tallos y hojas de plantas y localmente se presentan lentes de carbón.

El ambiente de acumulación, deducido de sus litofacies (suce-siones tipo Bouma, Figura 2D), flu-jos unidireccionales (Figura 2E) y

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Figura 2. Algunas de las características de las rocas del Ciclo San Cayetano. (A) Ignimbrita en capa gruesa. (B) Bloque de granodiorita. (C) Sucesión heterolítica con amplio dominio de lodolitas grises. (D) Capa de arenisca lítica turbidítica. E) Marcas de corriente unidireccional en la base de una capa de litoarenita. (F) Frag-mentos rotos de gasterópodos y bivalvos. (G) Improntas de hojas rotas. (H) Facies heterolítica hacia el tope de la unidad.

A

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biofacies (cúmulos de macrofósiles rotos, foraminíferos planctónicos, escasa a nula bioperturbación), se relaciona con hiperpicnitas (turbidi-tas distales), cuya proveniencia está estrechamente relacionada a rocas volcánicas de un arco magmático activo (Figura 3).

Figura 3. Detalle petrográfico de las arenitas líticas volcánico-metamórficas del Ciclo San Cayetano, en donde se aprecia la heterogeneidad de tamaños y su cemento calcáreo.

Basado en la distribución espa-cial de las sedimentitas de las uni-dades Cansona y San Cayetano, las cuales se hacen más jóvenes hacia el S y hacia el W, una interpretación se puede plantear; está basada en la evolución de un prisma acrecen-tivo que, a su vez, da sustento a la

explicación de la ausencia de la uni-dad que infrayació a la Formación Cansona, la cual debió haber sido una corteza oceánica que subducía mientras que el Prisma Cansona se desarrollaba, tal y como se puede representar en un perfil actual en el occidente colombiano (Figura 4).

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Figura 4. Prisma acrecentivo en el occidente colombiano, desde Nuquí, hasta el Batolito An-tioqueño. La cuña K2, en donde aflora la Formación Penderisco, se prolonga hacia el norte, coincidiendo con la cuña tectónica en donde aflora la Formación Cansona en San Jerónimo y San Jacinto.

2.3. Ciclo SinúEn el presente trabajo, el Ciclo

Sinú corresponde a una potente sucesión de lodolitas, litoarenitas y sublitoarenitas feldespáticas, de grano fino a conglomeráticas (Figu-ra 5), deleznables a pesar de con-tar con ligero cemento calcáreo, las cuales fueron acumuladas desde el Eoceno tardío, hasta el Mioce-no. Las areniscas son color amarillo claro a gris medio, ocasionalmente caoliníticas, con moderado cali-brado, abundantes fragmentos de tallos y hojas, bivalvos, ocasional glauconita; moderada a baja bio-turbación con laminación planopa-ralela y estratificación inclinada y en artesa en la base de las arenitas; conforman capas subtabulares del-

gadas a gruesas, con interposicio-nes locales de calizas de bivalvos y frecuentes interposiciones de lo-dolitas arenosas grises amarillentas y verdosas y/o conglomerados de guijos, líticos, clasto soportados, en capas lenticulares y sucesiones gra-nodecrecientes, con fragmentos de conchas e intraclastos lodosos.

En detalle, las areniscas son in-maduras en textura y composición, tienen moderado calibrado, son de grano fino a medio, angulares, tie-nen porosidad media y localmen-te baja por el cemento calcáreo, y contienen abundantes intraclastos de lodolitas (20-30%), cuarzos deri-vados de rocas plutónicas (hasta un 60%), fragmentos de rocas andesíti-

cas (5%), de chert (5%), opacos has-ta 5%. Y aunque la mayor parte del material contenido en las areniscas es derivado del reciclaje de rocas sedimentarias, algunos intervalos más cuarzosos y conglomeráticos provienen de fuentes graníticas proximales (Figura 5 G, H, I).

El ambiente en el cual se acumu-ló la sucesión sedimentaria de Sinú corresponde a turbiditas intracuen-cales (Zavala et al., 2011), en don-de la mezcla de constituyentes es notoria, se combinan fragmentos de corales, gasterópodos, bivalvos, tallos e ichnogéneros relevantes de ámbitos profundos (Figura 6) y con-tiene gran variedad de estructuras sedimentarias.

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Figura 5. Litologías predominantes en el Ci-clo Sinú, en la fila superior. (A y B) Lodolitas con laminación planar paralela. (C) Capas delgadas con eventuales moldes flotantes de gasterópodos. En la fila intermedia (D, E, F) aspecto de las litoarenitas, con gradación normal hacia el tope, laminación plana para-lela a ondulada y eventualmente convoluta. En la fila inferior (G, H, I), facies conglome-ráticas líticas sin estructuras sedimentarias distinguibles.

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Figura 6. Aspecto de las areniscas del Cinturón Sinú. (A) Chondrites (Phymatoderma) de am-biente disaeróbico en la base de una capa gruesa de arenita lítica de grano fino. (B) Tope de una capa media de litoarenita de grano fino, con abundantes fragmentos de gasterópodos, bivalvos y corales. (C) Litoarenita con molde flotante de gasterópodo.

3. MARCO ESTRUCTURAL

Comúnmente tratados como prismas acrecio-nales, los cinturones Sinú y San Jacinto se dis-ponen en una región del noroeste de Colombia que carece de elementos esenciales en una zona de subducción activa. En esta región no hay arco magmático en superficie, es una zona asísmica,

la tendencia de la deformación es opuesta a la dirección de los vectores de movimiento, etc., as-pectos que para algunos autores (i.e. Taboada et al., 2000; Zafiri et al., 2007; Vargas y Mann, 2013; Lara et al., 2013) son el resultado de la subduc-ción de la Placa Caribe de modo subhorizontal bajo la placa suramericana.

A C

B

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Al revisar los aspectos de tectó-nica regional, la posición actual de los cinturones Sinú y San Jacinto se asemeja a una zona de margen transformante, la cual debió haber sido activa después de la deforma-ción de los sedimentos acumulados hacia una zona de subducción, que posteriormente formarían parte de prismas acrecentivos en la cúspide del Eoceno; el margen transforman-te cesa su actividad después de la colisión de Panamá, la cual pone freno al sistema, hacia la parte me-dia del Mioceno (Figura 7).

En cuanto a las fallas se puede apreciar que, al menos en el Holoce-no, hay inactividad en el crecimiento vertical de los Cinturones Sinú y San Jacinto, y la Falla de Romeral que es conspicua en superficie desde el sur de Colombia y hasta la Serranía de San Jerónimo; desde allí y hacia el norte, las sedimentitas del Mioce-no, formaciones Rancho, Jesús del Monte y Zambrano, recubren buena parte de las geoformas estructura-les contemporáneas con la Falla de Romeral, las zonas prominentes del Paleógeno comienzan a allanarse y

la sedimentación se concentra hacia los depocentros ubicados en lo que hoy es el Cinturón Sinú y las Sub-cuencas de San Jorge y Plato.

Culminada la subducción y la actividad de margen transformante a finales del Mioceno, se abre paso a la distensión en la zona Sinú; hay rebote isostático e inicia el dominio de la deformación generada por las intrusiones lodosas, hoy manifies-tas como volcanes de lodo, que son activos hacia el NW y cada vez más deshidratados e inactivos hacia el SE.

Figura 7. Estructuras regionales en el Sur y en el Norte de Suramérica (A) en donde un margen transformante se hace relevante. En el Valle Medio del Magdalena y la Cuenca de Maracaibo hay importantes fallas con dirección NE (B); y las playas de Córdoba (C) se encuentran escalonadas y sobre el buzamiento de las capas 350/90 se distinguen indicadores cinemáticos de desplaza-miento dextral horizontal.

A C

B

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Figura 8. Vista de las estructuras relacionadas a los cinturones Sinú y San Jacinto, la localización de las líneas sísmicas se aprecia en: (A) Línea Sísmica L-1984-01 con vista total del Cinturón San Jacinto, en donde ya está congelada su defor-mación por compresión, sucede allanamiento y los depósitos del Mioceno en el Cinturón Sinú migraron su depocentro hacia el Este. (B) Línea Sísmica L-1984-05, En el Cinturón San Jacinto sucede deformación por extensión con un factor Beta bajo y la deformación en el Cinturón Sinú está controlada por fallamiento normal y diapirismo de lodo que generan típicos sinclinales de borde – rim syncline. Líneas sísmicas publicadas por Caro y Sprat, 2003. Las líneas blancas delimi-tan los diapiros de lodo, las rojas son fallas, las naranja claro marcan estratos deformados del Paleoceno y las amarillas son algunos de los planos de discontinuidad de las sucesiones del Neógeno.

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Figura 9. Límites estructurales que controlaron la sedimentación en el área de Sinú – San Jacinto desde hace 90 M.a., tiempo para el cual, se había creado la corteza oceánica sub-Formación Cansona; C1 consta de calizas, shales, arenitas y cherts de la Formación Cansona, mientras C2, sucesión de shales del tope de la unidad. SC1: secuencias tipo Bouma de la parte inferior de la formación San Cayetano, SC2: intervalo lodolítico, y SC3: lodolitas-arenitas pareadas de la parte alta de la unidad, algunas veces cartografiado como Chert de la Candelaria. Aquí se expone que la sedimentación del Oligoceno – Mioceno, se debe más a la actividad tectónica local que a eventos de carácter global.

Las fases de deformación que-dan reflejadas en las líneas sísmicas (Figura 8), en las que se aprecia un grado más evolucionado de defor-mación hacia el Cinturón San Jacinto que hacia el Sinú; las fallas contro-lan la continuidad de los depósitos hacia el Este, mientras que hacia el Oeste la cuenca ha permanecido continuamente abierta (Figura 9), permitiendo el escurrimiento de las

primera unidad sedimentaria que se acumula sobre la corteza oceánica pre o sin-subducción, así que al Este de una eventual paleosutura (límite de placa) la unidad no existiría. La sucesión del Paleógeno, o ciclo San Cayetano corresponde al segundo prisma acrecionario del actual Ca-ribe Colombiano y las rocas de la Formación Cansona, que afloran de modo puntual en el Cinturón San

estructuras mediante fallas lístricas, a través de las que ascienden todo tipo de fluidos (aguas connatas, lodo, gas e hidrocarburos).

4. CONCLUSIONES

Con base en las distribuciones faciales de las unidades descritas en el presente artículo es posible afir-mar que la Formación Cansona es la

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Figura 10. La evolución de la deformación: la sedimentación de las rocas del Ciclo San Ca-yetano sucede en un fore arc y es más antigua hacia el Norte (A). La actividad tectónica com-presiva se activa en el Eoceno medio y la somerización de los lóbulos se ve representada en las facies calcáreas de la épo-ca (B). La tectónica local pro-mueve la incursión del mar de El Carmen (C), con un arco de Panamá próximo a colisionar, permitiendo el inicio de las ma-yores discordancias del Neó-geno. Ya en el Mioceno tardío, (D) Panamá es soldado a Sur-américa y el prisma acrecentivo toma la posición geográfica y estructural que hoy tiene.

Jacinto corresponden a escamas del prisma acre-centivo; escamas que nunca involucraron el as-censo de corteza mediante obducción.

La subducción iniciada en el Paleoceno y puesta de manifiesto por el vulcanismo y la se-dimentación distal asociada del Ciclo San Caye-tano, empieza a ser oblicua en el Eoceno, hasta

que para comienzos del Mioceno, con el cierre de Panamá, deja de suceder; el thrusting deja de ser activo y se abre paso a la sedimentación en el Cinturón Sinú, bajo un régimen “pasivo” que subside concordante con la tasa de aportes de sedimentos, generando potentes sucesiones de arenitas isópicas, deformadas por mecanismos extensionales y diapiros de lodo (Figura 10).

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5. REFERENCIAS CITADAS

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En este trabajo se presentan los resultados de la caracterización mineralógica, quími-ca y espectroscópica de la serpentinita de la cantera de agregados de roca de Córdoba (Quindío). Para este propósito se utilizaron diferentes técnicas analíticas. En la muestra de serpentinita se identificaron las siguientes fases minerales: clinocrisotilo, antigorita, li-zardita, clinocloro, cuarzo, calcita y magnetita. El origen de las serpentinitas emplazadas dentro del Complejo Arquía es el resultado del transporte del agua (agua de mar, flui-dos metamórficos o agua meteórica) hacia niveles más profundos junto con la corteza oceánica en subducción, calentándose y moviéndose a través del manto superior y rocas basales de la corteza oceánica, hidratando sus minerales ferromagnesianos, tales como olivino y piroxeno, hasta formar minerales del grupo de la serpentina ricos en magnesio.

Palabras clave: Serpentinita; Cantera de agregados; Técnicas analíticas; Fases mi-nerales; Grupo de la serpentina.

Mineralogical, chemical and spectroscopic characterization of theserpentinite in the rock aggregate quarry of Córdoba (Quindío)

Caracterización Mineralógica, Química yEspectroscópica de la Serpentinita en la Canterade Explotación de Córdoba (Quindío)

Jennifer V. González1, Julio C. Rodríguez1, José M. Tarazona1, Diana P. Luna1, Carlos A. Ríos1*, Carlos A. García1,Oscar M. Castellanos2, John D. Bonilla3, José L. Pinto3, José A. Henao3, Carolina Mendoza4, Enrique Mejía5,

Rafael Cabanzo5, Daniel R. Molina5

1 Grupo de Investigación en Geología Básica y Aplicada (GIGBA), Escuela de Geología, Universidad Industrial

de Santander, Colombia2 Grupo de Investigación en Geofísica y Geología (PANGEA), Programa de Geología, Universidad de Pamplona,

Colombia, [email protected] Grupo de Investigación en Química Estructural (GIQUE), Escuela de Química, Universidad Industrial de San-

tander, Colombia4 Grupo de Investigación en Óptica y Tratamiento de Señales (GOTS), Escuela de Física, Universidad Industrial

de Santander, Colombia5 Laboratorio de Espectroscopía Atómica y Molecular (LEAM), Universidad Industrial de Santander, Colombia

Resumen

Abstract

In this work the results of the mineralogical, chemical and spectroscopic characte-rization of the serpentinite from the rock aggregate quarry of Córdoba (Quindío) are presented. For this purpose different analytical techniques were used. In the serpentinite sample the following mineral phases were identified: chrysotile, antigorite, lizhardite, clinochlore, quartz, calcite and magnetite. The origin of serpentinites emplaced within the Arquía Complex is the result of water transport (sea water, metamorphic fluids or meteoric water) to deeper levels along with the oceanic crust subducting, warming and moving through the upper mantle and basal rocks of the oceanic crust, hydrating their ferromagnesium minerals, such as olivine and pyroxene to form minerals of the magne-sium-rich minerals of the serpentine group.

Keywords: Serpentinite; Quarry of aggregates; Analytical techniques; Mineral pha-ses; Serpentine-group minerals.

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Caracterización mineralógica, química yespectroscópica de la serpentinita en la canterade explotación de Córdoba (Quindío)

G e o l o g í a N o r a n d i n a

1. INTRODUCCIÓN

Al Oeste del municipio de Pijao (Quindío) afloran cuerpos lenticula-res de serpentinita de edad Cretáci-ca, los cuales representan escamas tectónicas de corteza oceánica con dirección NNE-SSW asociadas al sis-tema de fallas Silvia-Pijao, que es el contacto entre los complejos Que-

bradagrande y Arquía (Botero et al., 2005). La Figura 1 ilustra la dis-tribución de los complejos tectóni-cos de la Cordillera Central, dentro de los que se destacan el Complejo Arquía y sus complejos adyacentes. El proceso de serpentinización ha atraído mucho la atención duran-te las últimas dos décadas, y la in-terpretación de estas rocas es aún

motivo de debate (Li and Lee, 2006) y podría tener importantes implica-ciones para la dinámica terrestre y el ciclo geoquímico global (e.g., Hi-lairet et al., 2007). La serpentinita es una roca metamórfica que se formó como resultado de un proceso de metamorfismo regional de rocas magmáticas ultramáficas (perido-titas), las cuales son importantes

Figura 1. Izquierda, Complejos tectónicos de la Cordillera Central. Límites tectónicos del Com-plejo Arquía son descritos en el texto. (1) Esquistos de Sabaletas; (2) Grupo Arquía; (3) Esquistos de Lisboa-Palestina; (4) Complejo del Río Rosario; (5) Grupo Bugalagrande; (6) Complejo Bolo Azul; (7) Cinturón de esquistos azules (e.g., Jambaló); (8) Secuencia metamórfica de Buesaco (adaptado y modificado de Pardo-Trujillo y Moreno-Sánchez, 2001). Derecha, mapa geológico (adaptado y modificado de McCourt et al., 1985) de los alrededores del municipio de Pijao en los que se ilustra la distribución de cuerpos de serpentina. La estrella blanca indica la ubicación de la cantera de explotación de Córdoba.

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componentes del basamento oceá-nico y que pueden ser afectadas por el proceso de serpentinización sobre una amplia gama de condi-ciones, las cuales incluyen desde variaciones de temperatura hasta cizallamiento, lo cual favorece el de-sarrollo de fracturas que permiten la circulación de fluidos (Alt, 2013). Sin embargo, este puede ser un proce-so esencialmente isoquímico (Co-leman and Keith, 1971; Donaldson, 1981; Shiga, 1987). La serpentinita ha sido tradicionalmente utilizada como material de construcción, par-ticularmente como roca ornamental debido a su amplia gama de colores y a su atractiva diversidad textural (e.g., Pereira-Gómez et al., 2005; Sebastián-Pardo et al., 2012). Sin embargo, el desconocimiento de su composición química y mineralógi-ca, hace que en ocasiones su uso no sea el apropiado. Desde el punto de vista mineralógico, la serpentinita está constituida principalmente por minerales del grupo de la serpen-tina (antigorita), que suelen estar acompañados por otros filosilicatos afines (talco), óxidos (magnetita o cromita), y carbonatos ricos en Mg (magnesita o dolomita). Por otra parte, la serpentinita exhibe carac-teres estructurales y texturales muy variados, mostrando formas más o menos irregulares, aunque sin ofre-cer rasgos estéticos positivos para su uso como material ornamental, teniendo en cuenta que el intenso fracturamiento es quizás el principal factor negativo que influyó en su explotación y aprovechamiento. Los minerales del grupo de la serpenti-na son silicatos ricos en Mg de hojas

trioctaédricas l:l. El desajuste entre las hojas octaédricas y tetraédricas es compensado a partir de diferen-tes mecanismos en las estructuras cristalinas de los miembros de este grupo (Wicks and O’Hanley, 1988). Existen diferentes variedades de serpentina, entre ellas: lizardita, antigorita y crisotilo con una com-posición ideal de Mg3Si2O5(OH)4. Aunque químicamente son simples, estructuralmente son complejas; la lizardita presenta una morfología laminar, mientras la antigorita y el crisotilo presentan morfología on-dulada y tubular, respectivamente (Cerpa-Naranjo et al., 2001). El obje-tivo del presente estudio es llevar a cabo una caracterización mineraló-gica, química y espectroscópica de la serpentinita en la cantera de ex-plotación ubicada sobre el margen derecho de la vía Pijao - Córdoba (Quindío).

2. MUESTREO DE CAMPO YTÉCNICAS ANALÍTICAS

2.1 ProcedenciaEl Grupo de Investigación en

Geología Básica y Aplicada (GIGBA) de la Universidad Industrial de San-tander realizó un trabajo de campo en dos fases durante el 2013 con es-tudiantes de la Escuela de Geología en los alrededores del municipio de Pijao (Quindío). El trabajo de cam-po se enfocó principalmente en las localidades con presencia de cuer-pos de serpentinita del Complejo Arquía. La estrategia de muestreo consistió en tomar las muestras de serpentinita de diferentes aflora-mientos en las canteras de agre-

gados. La serpentinita estudiada fue recolectada en una cantera de agregados abandonada que se en-cuentra sobre el margen derecho de la vía Río Verde – Córdoba Km 3.

2.2 CaracterizaciónLa muestra de serpentinita fue

caracterizada inicialmente por es-tereomicroscopía, utilizando un equipo ZEISS modelo Stemi DV4, con el fin de determinar los rasgos a escala macroscópica de la ser-pentinita. El análisis petrográfico se llevó a cabo por microscopía de luz transmitida, utilizando un equipo trinocular marca Nikon, modelo La-bophot2-POL con el fin de observar los rasgos texturales y microestruc-turales, tomando fotografías obte-nidas con microscopía petrográfica con el objetivo 5x. Para el análisis por difracción de rayos-X (XRD) de muestras policristalinas, se empleó un equipo marca BRUKER, mode-lo D8 ADVANCE con geometría DaVinci, empleando radiación de Cobre (CuKα1) y un detector lineal Lynxeye. El espécimen seleccionado de la muestra fue molturado en un mortero de ágata y posteriormen-te tamizado hasta un tamaño de partícula menor a 38 micras (400 mesh); para su respectiva medición la muestra fue montada en un por-tamuestras de polimetilmetacrila-to (PMMA) mediante la técnica de llenado frontal. El análisis cualitati-vo de las fases cristalinas presentes se realizó mediante la comparación gráfica (Boolean Search) utilizando el programa especializado Crysta-llographica SEARCH/MATCH y el cálculo del porcentaje de las fases

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cristalinas se realizó mediante el re-finamiento por mínimos cuadrados empleando el método de Rietveld, utilizando el programa especializa-do RIQAS. La caracterización ele-mental se efectúo mediante el uso de un espectrómetro de fluorescen-cia de rayos-X de longitud de onda dispersiva (WDXRF) de 4 KW marca BRUKER modelo S8 TIGER equipado con un tubo de rodio (Rh), un de-tector de flujo y otro de centelleo, colimadores y cristales analizado-res intercambiables utilizados para evitar solapamientos entre diversas líneas y aumentar la sensibilidad del instrumento. Seguidamente, la muestra fue calcinada hasta 950ºC durante 2 horas con una velocidad de calentamiento de 200ºC/hora para la determinación de las pér-didas por ignición (L.O.I). La mues-tra calcinada, fue molturada nue-vamente y luego montada en un portamuestras (copa plástica de 34 mm de diámetro) para su respec-tiva medición. Los espectros y las concentraciones obtenidas fueron analizados mediante el software QUANT-EXPRESS y el método de Parámetros Fundamentales cuyos límites de detección por elemento alcanzan concentraciones de mg/Kg en muestras minerales. El análi-sis morfológico se llevó a cabo por microscopía electrónica de barrido (SEM), utilizando un equipo QUAN-TA FEG 650 marca FEI, bajo las si-guientes condiciones analíticas: aumento = 100-80.000x, HFW = 9.95-74.6 µm, HV = 20 kV, WD = 9.6-9.7, signal = SE y Z Cont, detector = ETD y BSED, detector EDS EDAX APOLO X con resolución de 126.1

eV (en. Mn Kα). La caracterización estructural a partir de los grupos funcionales se realizó mediante es-pectroscopía infrarroja con atenua-ción total (FTIR-ATR), utilizando un equipo THERMO SCIENTIFIC mode-lo iS50, con cristal de diamante, en el rango espectral 400-4.000 cm-1. El análisis de las fases y el análisis estructural de cada una de ellas se llevó a cabo utilizando un Micros-copio Confocal Raman LabRam HR Evolution de Horiba, con longitud de onda de excitación de 473 nm de 100 mW de potencia con atenua-ción al 10%, tiempo de integración de 200 segundos, 10 barridos por espectro y objetivo de 100X. La ca-racterización estructural se realizó por resonancia magnética nuclear (NMR) en estado sólido de 29Si en un espectrómetro Bruker Avance III de 9,4 T (79.61 MHz para 29Si) equi-pado con una sonda para rotores de 4 mm. Los espectros de 29Si NMR MAS fueron tomados a tempera-tura ambiente, con pulsos de 90° (secuencia Bruker: onepulse), 0.25 s entre barridos, 13.000 Hz de veloci-dad de rotación del rotor y fueron archivados después de 500.000 ba-rridas. Se utilizó TMS como referen-cia externa para ajustar la escala de frecuencia.

3. RESULTADOS

3.1 Ocurrencia en campoDesde el punto de vista geoló-

gico, la serpentinita forma parte de escamas tectónicas de corteza oceánica que ocurren como cuer-pos lenticulares de dirección NNE-SSW y están asociadas al sistema de

fallas Silvia-Pijao. No obstante, su ocurrencia no es homogénea y su distribución espacial está controla-da por el ambiente tectónico aso-ciado. El afloramiento estudiado en la cantera abandonada, el cual co-rresponde a una peridotita serpen-tinizada, presenta aproximadamen-te 40 m de altura y 30 m de ancho (Figura 2). Aquí, la roca (serpentini-ta) muestra una estructura masiva a frágil, intenso fracturamiento y alto grado de alteración, lo cual se evidencia en la presencia casi ex-clusiva de minerales del grupo de la serpentina (crisotilo con menores cantidades de antigorita), aunque es común encontrar minerales relíc-ticos de la peridotita original, tales como olivino, ortopiroxeno y mag-netita. Las peridotitas serpentiniza-das se encuentran tectónicamente emplazadas entre esquistos actino-líticos y anfibolitas. Es común ob-servar el desarrollo de sectores con serpentinita mostrando color verde en diferentes tonalidades y brillo re-sinoso, así como vetilleo siguiendo y cortando la serpentinita. Vetillas de carbonato de color blanco y bri-llo mate de hasta 0.5 cm de espe-sor siguen la foliación, mientras que aquellas de cuarzo de color blanco y brillo vítreo de hasta 0.2 cm de es-pesor cortan la foliación casi en án-gulo recto. Localmente, se observan venas de hasta 12 cm de espesor, las cuales están compuestas por yeso fibroso. Estas venas tienden a pre-sentar un relieve alto con relación a la serpentinita hospedadora. En ge-neral, no hay relaciones sistemáticas entre las posiciones de las venas y la foliación de la serpentinita.

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Figura 2. Fotografías de campo de la ocurrencia de serpentinita. Izquierda, vista general de la cantera de serpentinita. Derecha arriba, serpentinita mostrando color verde en diferentes tonali-dades. Derecha abajo, vetilleo siguiendo y cortando la serpentinita.

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3.2 Caracterizaciónmineralógica, química yespectroscópica

3.2.1 EstereomicroscopíaLa Figura 3 ilustra ejemplos de

especímenes de mano de serpenti-nitas, los cuales se caracterizan por presentar un aspecto compacto a frágil, color verde en varias tonalida-des, aunque principalmente el verde esmeralda, brillo resinoso, intenso fracturamiento y alto grado de alte-

ración, con desarrollo de minerales del grupo de la serpentina. No obs-tante, su color verde llega a ser tan intenso que parece negro, y en oca-siones aparecen manchas negras, parduzcas, amarillentas o rojizas. Es común observar en estas rocas la presencia de vetillas de carbonatos y cuarzo siguiendo y cortando la folia-ción de la roca, respectivamente. Por otra parte, la magnetita desarrolla también vetillas en varias direcciones y presenta un color de negro a gris.

3.2.2 Microscopía de luztransmitidaEl análisis petrográfico de la

muestra analizada revela que esta corresponde a una serpentinita, la cual representa un tipo de rocas ge-neradas por la alteración secundaria de rocas ultrabásicas. En sección del-gada (Figura 4) se compone casi en su totalidad por minerales del grupo de la serpentina (crisotilo con subor-dinadas cantidades de antigorita), aunque es común encontrar relictos

Figura 3. Rasgos estructurales y texturales de la serpentinita a escala macroscópica.

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Figura 4. Fotomicrografías de la serpentinita ilustrando rasgos estructurales y texturales a escala microscópica de: protolito (A)-(B), dunita serpentinizada (C)-(D), y serpentinita con relictos de olivino (E)-(F). Izquierda, fotomicrografías en luz plana no analizada y aumento 5x. Derecha, fotomicrografías en luz plana analizada y aumento 5x.

A

C

E

B

D

F

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de minerales de la roca original (pro-tolito). Según Wicks and Whittaker (1977), las serpentinitas pueden ex-hibir tres tipos de texturas: (1) textu-ras pseudomórficas formadas a par-tir de olivino, piroxeno, anfibol, talco y clorita, (2) texturas no pseudomór-ficas formadas a partir de minera-les primarios o de texturas pseudo-mórficas, y (3) texturas formadas en venas. En la serpentinita objeto de estudio se distinguen texturas pseu-domórficas, bastitas, así como relle-nos de fracturas. Las Figuras 4A-4B ilustran el protolito original de esta roca (dunita), el cual está compues-to principalmente de olivino con in-tenso fracturamiento. La dunita ser-pentinizada se ilustra en las Figuras 4C-4D, mientras la serpentinita con relictos de olivino se observa en las Figuras 4E-4F. Las texturas pseudo-mórficas tipo “mesh” se caracterizan por la presencia de relictos de olivi-no reemplazados por minerales del grupo de la serpentina (generalmen-te crisotilo) a lo largo de microfractu-ras y de límites entre granos, aunque sin desarrollo de texturas tipo reloj de arena, así como por rasgos tex-turales previos a la serpentinización. Las texturas no pseudomórficas for-madas por la interpenetración de minerales del grupo de la serpentina e incluso con menas metálicas están representadas por la presencia de bastitas. Por otra parte, se observan texturas de relleno de fracturas con minerales del grupo de la serpentina.

3.2.3 Microscopía electrónicade barrido (MEB)Cresse (1979) llevó a cabo la

microscopía electrónica de ser-

pentinitas con el fin de estudiar las estructuras y morfologías de las texturas observadas en es-tas rocas en diferentes ambientes geológicos. Con relación a las ca-racterísticas superficiales de los constituyentes de la serpentinita, los resultados del análisis realizado mediante microscopía electrónica de barrido indican que la muestra presenta partículas de minerales del grupo de la serpentina identifi-cados por su morfología ondulada y que corresponden a antigorita, lo cual corrobora los resultados obte-nidos anteriormente. Esta morfolo-

gía la diferencia de otros minerales del grupo de la serpentina (lizardi-ta de morfología laminar y crisotilo de morfología tubular). La Figura 5 ilustra imágenes de electrones re-trodispersados (BSE) de la estruc-tura de los minerales del grupo de la serpentina y minerales asocia-dos. Las Figuras 5A-5B ilustran la serpentinita fracturada, la cual se caracteriza por la ocurrencia de magnetita desarrollando vetillas en dos direcciones diferentes. Las Figuras 5C-5D muestran la ocurren-cia de un cristal pequeño de mag-netita de morfología dodecaédrica

Figura 5. Imágenes SEM de la serpentinita mostrando la asociación magnetita (Mag) con mine-rales del grupo de la serpentina (Srp).

A

C

B

D

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Figura 7. Imágenes de SEM de la ocurrencia de crisotilo (Ctl) y antigorita(Atg).

Figura 6. Imágenes de SEM de microvenas de magnetita (Mag) y crisotilo (Ctl) en serpentinita. Srp, minerales del grupo de la serpentina.

junto con minerales del grupo de la serpentina exhibiendo morfologías fibrosa y en bloque. La magnetita dentro del olivino reemplazado se hace progresivamente más gruesa y menos dispersa a medida que au-menta el grado de alteración.

Las imágenes BSE y SE de las Fi-guras 6A-6B, respectivamente, ilus-tran la ocurrencia de microvenas de crisotilo y magnetita las cuales se disponen paralelas a la superficie de fractura. La magnetita es una variedad rica en cromo.

La Figura 7 ilustra imágenes de electrones secundarios (SE) sobre varios aspectos de la ocurrencia de crisotilo y antigorita. Las Figuras 7A-7B muestran la ocurrencia de crisotilo de morfología tubular, la cual se caracteriza por una super-ficie que consiste de fibras copla-nares de crisotilo que se disponen

A

A

C

B

B

D

28



predominantemente con direccio-nes orientadas al azar. Obsérvese la apariencia de las fibras debido a la flexión a lo largo de la dirección 010. Según Yada (1971), los diáme-tros de fibras tubulares varían de una muestra a otra, aunque reporta rangos de 7-8 nm (diámetros inter-nos) y 22-27 nm (diámetros exter-nos). Sin embargo, no es claro aún si estas fibras son huecas o relle-nas de materiales amorfos o con-tienen minerales contaminantes, tales como magnetita, los cuales con frecuencia son intercrecidos en la estructura tubular (Foresti et al., 2005). En la muestra analizada se determinaron diámetros pro-medios en el rango 88.72-107.60 nm. La Figura 7C muestra fibras de crisotilo (de hasta 113.10 nm de diámetro promedio y 24.01 µm de longitud) desarrollando capas de individuos enmarañados paralelas entre sí, generando una microvena que corta placas de cristales indi-viduales de antigorita. La Figura 7d muestra antigorita exhibiendo una estructura modulada a lo largo de [100] y fibras de crisotilo. Según Yariv and Heller-Kallai (1975), la antigorita está constituida de ho-jas paralelas ligeramente corruga-das, asumiendo un hábito hojoso y fibroso, aunque las variedades fibrosas difieren de las de crisoti-lo (compuesto de tubos coaxiales), mientras que el crisotilo se compo-ne de hojas curvadas.

La composición química de las fases minerales presentes en la serpentinita fue medida mediante análisis de dispersión de energía de

rayos X (EDS), cuyo espectro EDS se observa en la Figura 8, revelando que el crisotilo presenta relaciones de masa C:O:Mg:Al:Si:Ca:Fe de 3.00:46.11:24.00:0.57:23.45:0.24:2.65, respectivamente.

3.2.4 Difracción derayos-X (DRX)El análisis cualitativo de las

fases presentes se realizó me-diante comparación gráfica del perfil observado con los perfiles de difracción reportados en la base de datos PDF-2 del Interna-tional Centre for Diffraction Data (ICDD), y se estableció la presencia de las siguientes fases minerales: Clinocloro [Mg5Al(Si3Al)O10(OH)8] – PDF N° 000-29-0853, Lizardita-1T [(Mg,Al)3(Si,Fe)2O5)(OH)4] - PDF N° 000-50-1625, Clinocrisotilo [Mg3Si2O5(OH)4] – PDF N° 000-10-0381, Magnetita [Fe3O4] – PDF N° 010-71-6337, Cuarzo [SiO2], Antigo-

rita [Mg3Si2O5(OH)4] – PDF N° 000-52-1573 y Calcita [CaCO3] – PDF N° 010-72-1651. El resultado del análi-sis cualitativo se presenta en la Fi-gura 9. La Antigorita es un silicato mineral muy similar en composición química al Crisotilo pero su cristalo-grafía es muy diferente.

A partir del análisis cualitativo se realizó la cuantificación de las fases cristalinas identificadas en la serpen-tinita. Se tomaron los respectivos modelos para el refinamiento de la base de datos Inorganic Crystal Structural Database (ICSD), y los re-sultados obtenidos del refinamiento del perfil de difracción por mínimos cuadrados empleando el método de Rietveld usando el software comer-cial RIQAS MDI, muestran que la Ser-pentinita presenta 44,0% de Clino-crisotilo, 37,9% de Lizardita 1T, 14,4% de Clinocloro, 1.9% de Cuarzo y 1.8% de Magnetita. Las fases de Calcita y

Figura 8. Espectro EDS del cristolito.

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Figura 9. Perfil de difracción de rayos X de la serpentinita (análisis cualitativo).

Figura 10. Perfil de difracción de rayos X de la serpentinita (análisis cuantitativo).

Antigorita no son cuantificables. El resultado gráfico del análisis cuanti-tativo se presenta en la Figura 10.

No obstante, los perfiles de di-fracción de rayos X son muy simi-lares para los minerales del grupo de la serpentina debido a la simi-laridad en sus propiedades crista-loquímicas, lo cual requiere de una caracterización más integral.

3.2.5 Fluorescencia derayos-X de longitud deonda dispersiva (WDXRF)Los resultados del análisis quí-

mico total de la serpentinita rea-lizado mediante fluorescencia de rayos X por longitud de onda dis-persiva son ilustrados en la Tabla 1. De acuerdo con estos resultados se pudo establecer que el material analizado (serpentinita) está consti-tuido por 40.48% de MgO, 36.39% de SiO2, y 6.35% Fe2O3 y 1.15% de CaO. Una alta concentración de Mg, Si y Fe, es una característica marca-da de compuestos de la familia de las serpentinas. Se observa la pre-sencia de elementos en baja con-centración (0.73% Al2O3, 0.30% NiO y 0.28% Cr2O3, entre otros) indican-do posibles sustituciones de mag-nesio por aluminio y cromo como se pudo observar en las estructuras de lizardita y clinocloro identifica-das por difracción de rayos-X. Sin embargo, en un entorno ligera-mente alcalino, parte del magnesio octaédrico de la serpentina tam-bién puede ser reemplazado por el níquel mediante una reacción de intercambio iónico (Golightly, 1981; Elias et al., 1981) cuya concentra-

30



Elemento No. Atómico (Z) Concentración Óxido ConcentraciónMg 12 24.41% MgO 48.48%Si 14 17.01% SiO2 36.39%Fe 26 4.44% Fe2O3 6.35%Ca 20 0.82% CaO 1.15%Al 13 0.39% Al2O3 0.73%Ni 28 0.23% NiO 0.3%Cr 24 0.19% Cr2O3 0.28%Mn 25 0.1% MnO 0.13%S 16 0.04% SO3 0.11%K 19 0.03% K2O 0.03%Cl 17 0.02% TiO2 0.02%Ti 22 99 ppm Cl 0.02%Co 27 88 ppm CoO 0.01%Zn 30 51 ppm ZnO 63 ppmV 23 35 ppm V2O5 63 ppm

Cu 29 34 ppm CuO 424 ppmBalance (C.H.O.) - - - *L.O.I. 14%

ción total en la muestra analizada corresponde a 0.23%. Las pérdidas por ignición del 14%, se deben a

Tabla 1. Análisis de fluorescencia de rayos-X de longitud de onda dispersiva de la serpentinita.

material orgánico y elementos vo-látiles, eliminados durante el proce-so de calcinación.

En las Figuras 11A y 11B se ilus-tran los espectros de fluorescencia de rayos-X de longitud de onda dis-

Figura 11 A

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Figuras 11A y 11B. Espectro de fluorescencia de rayos-X de longitud de onda dispersiva de la serpentinita para elementos livianos (11A) y elementos pesados (11B).

Figura 12. Espectros FTIR-ATR de la serpentinita en la región de 400-4.000 cm-1.

Figura 11 B

persiva de la muestra analizada en el rango de elementos livianos (Na a Sc), y pesados (Ti a U), respecti-vamente, destacándose las líneas características de los elementos presentes en las fases minerales del grupo de la serpentina identi-ficadas con las anteriores técnicas analíticas. Las líneas de rodio (Rh) observadas en los espectros corres-ponden al tubo de rayos-X utilizado para la medición.

3.2.6 Espectroscopía infrarroja por transformada de Fourier con atenuación total (FTIR-ATR)La Figura 12 ilustra el espec-

tro FTIR-ATR en la región 4.000-400 cm-1 de la serpentinita, el cual es muy similar a los reportados en estudios anteriores (e.g., Stubidan and Roy, 1961; Veniale and Van der Marel, 1963; Pampuch and Ptak,

32



1970; Luce, 1971; Yariv and Heller-Kallai, 1975; Morandi and Felice, 1979; Fonseca et al., 2001; Wypych et al., 2003; Bentabol-Manzanares and Ruíz-Cruz, 2008). En el espectro infrarrojo se observan tres regiones bien definidas, la región compren-dida entre 3.600 y 3.800 cm-1, la se-gunda región, de 1.200 a 800 cm-1 y la tercera región entre 800 y 400 cm-1. La Figura 13 ilustra los espec-tros FTIR-ATR de la serpentinita en las regiones de 400-1.600 y 3.000-3.800 cm-1.

En la región de altas frecuencias (Figuras 12-13A) aparecen dos ban-das, una de ellas de alta intensidad a 3.683 cm-1 y la otra de intensidad moderada a 3.664 cm-1. Estas dos bandas han sido asignadas a mo-dos vibracionales tipo tensión co-rrespondiente al grupo hidróxilo (Mg-OH) superficial en el interior y exterior, respectivamente. También se pueden observar bandas muy dé-biles a 3.430 y 1.634 cm-1, atribuidas a moléculas de agua adsorbidas a la superficie del crisotilo. En la segunda región (Figuras 12-13B) aparecen tres bandas a 941, 1.013 y 1.076 cm-1, éstas son asignadas a modos vibraciona-les tipo tensión del sistema tetrae-dral SiO4. La última de estas bandas (1.076 cm-1) corresponde a la tensión del grupo Si-O-Si (Kameyama et al., 1988) perpendicular al plano basal, mientras que el pequeño hombro observado a 1.013 cm-1 y la banda intensa a 941 cm-1 son asignadas a tensiones simétricas y asimétricas del grupo Si-O-Si en el plano basal. El conjunto de bandas observadas (606, 550, 500, 453 y 421 cm-1) a frecuencias menores, en la tercera

Figura 13. Espectros FTIR-ATR de la serpentinita en las regiones de (A) 3000-3800 cm-1 y (B) 400-1.600 cm-1.

Tabla 2. Frecuencias y asignaciones correspondientes para minerales del grupo de la serpentina.

región (Figuras 12-13B) entre 800 y 400 cm-1, corresponden a modos vibracionales tipo flexión del grupo hidróxilo (OH) y del SiO4 tetraédrico (Yariv and Heller-Kallai, 1975; Stubi-dan and Roy, 1961; Yariv and Heller-Kallai, 1975).

En la Tabla 2 se presentan las asignaciones de número de onda (cm-1) de cada uno de los modos vibracionales activos en infrarrojo de la serpentinita estudiada. Las bandas observadas son en su ma-yoría correspondientes al crisotilo,

PosiciónBanda (cm-1) Asignación

3.683 Tensión Mg-O-H ν(OH)

3.664 Tensión Mg-O-H ν(OH)

3.430 Tensión OH, agua absorbida ν(OH)

1.634 Flexión OH, agua absorbida δ(OH)

1.076 Tensión perpendicular al plano Si-O-Si ν(Si-O-Si)

1.013 Tensión anti-simétrica en el plano basal Si-O-Si ν(Si-O-Si)

941 Tensión simétrica en el plano basal Si-O-Si ν(Si-O-Si)

606 Flexión δ(Mg-O-H)



453 Flexión δ(Mg-O/ Si-O-Si)

421 Flexión δ(Mg-O/ Si-O-Si)

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Figura 14. Espectro FTIR-ATR de la serpentinita en la región del infrarrojo cerca-no (4.000-9.000 cm-1).

Figura 15. Espectro Raman de la serpentinita.

evidenciando la presencia mayo-ritaria de esta fase mineral en la muestra de serpentinita objeto de este estudio.

La Figura 14 muestra el espec-tro de la serpentinita en la región del infrarrojo cercano (4.000-9.000 cm-1). En el espectro se observan tres sobretonos y combinaciones de modos vibracionales; las bandas observadas a 7.235, 5.092 y 4.301 cm-1, asignadas al sobretono del modo vibracional tipo tensión del grupo hidróxilo (O–H), vibración en la estructura cristalina del agua (H–O–H), y la vibración del mineral (Mg–OH), respectivamente. Estas bandas han sido previamente iden-tificadas en minerales ricos en Mg, especialmente en la fase mineral crisotilo (Michalski et al., 2006).

3.2.7 Espectroscopía RamanEl espectro Raman de la ser-

pentinita analizada se ilustra en la Figura 15. Este espectro fue utiliza-do para establecer la presencia de los minerales del grupo de la ser-pentina, los cuales presentan una química similar, aunque diferente estructura cristalina, y son difíciles de diferenciar por otras técnicas analíticas. Las bandas que aparecen alrededor de 1.052 y 915 cm-1 co-rresponden a vibraciones tipo ten-sión de la red de sílice Si–O–Si. La banda que aparece a más alta fre-cuencia, 1.105 cm-1, corresponde al modo vibracional anti-simétrico de la tensión del grupo Si-Onb-Si (nb – Oxígeno no-puente) (Sontevska et al., 2007). Las bandas más intensas, 695 y 393 cm-1, han sido asignadas

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a los modos vibracionales, tensión simétrica del Si-Onb-Si y al modo vibracional flexión del SiO4 tetraé-drico, respectivamente (Kloprogge et al., 1991; Rinaudo et al., 2003; Sontevska et al., 2007). Según Klo-progge et al. (1991), la banda alre-dedor de 625 cm-1, corresponde al modo vibracional tipo tensión del Mg–OH. La banda observada a 466 cm-1 es asignada a la vibración tipo flexión Si-O, asociada con la vibra-ción translacional del Mg-OH. A 350, 325 y 306 cm-1 se observa un triplete de bandas, las cuales co-rresponden a modos vibracionales tipo flexión del SiO4 (Kloprogge et al., 1991; Rinaudo et al., 2003). Se-gún Rinaudo et al. (2003), la ban-da observada a 235 cm-1 puede ser

Tabla 3. Frecuencias y asignaciones correspondientes para minerales del gru-po de la serpentina.

PosiciónBanda (cm-1) Asignación

1.105 νas(Si-Onb-Si)

1.052 ν(Si-O-Si)

952 ν(Si-O-Si)

625 ν(Mg-OH)

466 Translación Mg-OH + ν6(e)SiO4

393 ν5(e)SiO4 Simétrica

350 Flexión δ(SiO4)



235 Vibración Onb...H-O

205 ν(Mg-OH)

134 Modos vibracionales de la red

110 Modos vibracionales de la red

3.2.8 Resonancia MagnéticaNuclear de 29Si (29Si NMR MAS)En la Figura 16 se observa una

banda de resonancia a -94.98 ppm para el 29Si que es semejante al valor reportado por Magi et al., (1984), para una serpentinita. El api-lamiento de las capas tetraedrales y poliedrales (1:1) y el tamaño de los anillos en las capas tetraedrales no influyen significativamente en el corrimiento químico del 29Si, por lo cual resuena en el intervalo de fre-cuencias entre -91 y -98 ppm típico de los filosilicatos.

asignada al modo vibracional tipo flexión del Onb…H-O. A 205 cm-1 aparece una banda que puede ser asignada al modo vibracional tipo tensión del Mg-O (con simetría A1g) de un distorsionado sistema MgO6 octaédrico (Kloprogge et al., 1991). Finalmente, las bandas que se ob-servan a frecuencias menores, 134 y 110 cm-1, corresponden a modos vi-bracionales de la red cristalina (mo-dos vibracionales externos).

Las bandas observadas, junto con sus asignaciones vibracionales son presentadas en la Tabla 3, en correspondencia con estudios pre-vios sobre este tipo de minerales (Lewis et al., 1996; Sontevska et al., 2007; Foresti et al., 2009).

4. DISCUSIÓN

De acuerdo con Pardo-Trujillo y Moreno-Sánchez (2001), el Com-plejo Arquía representa una mezcla tectónica de bloques de diferentes orígenes (corteza oceánica, zona de subducción, rocas sedimenta-rias marinas, etc.) producidos por la zona de cizallamiento entre la Provincia Ígnea Cretácica del Caribe Colombiano propuesta por Kerr et al. (1997) y el margen occidental de Colombia durante el período Cre-tácico. Las serpentinitas son rocas

Figura 16. Espectro 29Si NMR MAS (79,61 MHz) de serpentinita.

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Figura 17. Contexto de placas tectónica en el que se forman las serpentinitas.

metamórficas formadas en los límites de placas tectónicas profundas dentro de la corteza terres-tre (Figura 17). Estas rocas se generan en contex-tos tectónicos asociadas a complejos ultramáfi-cos, por lo que se reconocen aquellas que están relacionadas a la fracturación de las dorsales medio-oceánicas que incorporan agua a zonas profundas, y/o igualmente asociadas a sistemas de fallas transformantes que también permiten la infiltración de agua a zonas profundas de la corteza oceánica, dando lugar a las denomina-das serpentinitas de fondo oceánico (Bonifacie et al., 2008; Kodolányi et al., 2012; Deschamps et al., 2013). Del mismo modo la serpentinización puede tener lugar en contextos tectónicos que conlleve el emplazamiento cortical, asociadas a contextos tectónicos de subducción y obducción (Li and Lee, 2006). Por lo tanto, el origen de las serpentinitas emplazadas dentro del Complejo Arquía es el resultado del transporte del agua (agua de mar, fluidos metamórficos o agua me-teórica) hacia niveles más profundos junto con la corteza oceánica en subducción, calentándose

y moviéndose a través del manto superior y de rocas basales de la corteza oceánica, hidratando sus minerales ferromagnesianos, tales como oli-vino y piroxeno, hasta formar minerales del gru-po de la serpentina ricos en magnesio. La gene-ración de serpentinitas consiste en la alteración de rocas ultramáficas mediante procesos que permiten la incorporación de una fase hidratada en contacto con las rocas ultramáficas. La asocia-ción mineral y las texturas que resultan del pro-ceso de serpentinización de rocas ultramáficas dependen tanto del protolito original como del régimen de presión y temperatura del sistema. De esta manera, las rocas ultramáficas (peridoti-tas) son alteradas por la circulación de agua hi-drotermal a través de su serpentinización, lo cual es un proceso exotérmico donde se consume agua y se libera calor. La interacción de fluidos hidrotermales con rocas ultramáficas común-mente resulta en la formación de minerales del grupo de la serpentina con menores cantidades de clorita, talco, tremolita, brucita, magnesita y magnetita (Kyser et al., 1999). La formación de

36



magnetita puede indicar un cambio en la parti-ción de Fe3+ más que en un cambio en µO2, o un cambio en algún otro parámetro (O’Hanley and Dyar, 1993). Diagramas de presión-temperatura (e.g., O’Hanley and Wicks, 1995) obtenidos en parte a partir de termometría de isótopos de oxígeno del par serpentina-magnetita, revelan un campo de estabilidad para el crisotilo en el rango 195-260°C, con antigorita y lizardita esta-bles por encima y por debajo de este rango. Por otra parte, el proceso de serpentinización puede producir más magnetita a partir de harzburgitas que de dunitas (Evans, 2004). Durante el proceso de serpentinización, la roca se va hacienda me-nos densa a medida que se adiciona agua, y, de esta manera, es esencialmente empujada hacia arriba por diferencia de densidades con la roca a su alrededor con la ayuda de discontinuidades tectónicas. El agua caliente que circula a través de pequeñas fracturas y poros de la roca del manto, disuelve parcialmente la sílice de la roca, promoviendo una reacción química (1) en la que los minerales (principalmente olivino) de las ro-cas mantélicas son transformados a minerales del grupo de la serpentina.

3Mg2SiO4 (olivino) + SiO2 + 2H2O → 2Mg3Si2O5(OH)4

(mineral del grupo de la serpentina)

Los minerales del grupo de la serpentina pueden formarse a partir de diferentes tipos de fluidos (Wenner and Taylor, 1971, 1973). No obstante, según Kyser et al., (1999), el agua de mar y los fluidos metamórficos probablemente son los agentes dominantes de serpentinización, mientras que el agua meteórica participa en pro-cesos de intercambio de isótopos de hidrógeno post-formacional. La hipótesis de la serpentiniza-ción en profundidad es confirmada por datos de isótopos de oxígeno, los cuales favorecen el de-sarrollo de este proceso en rocas mantélicas an-tes de su exhumación (Skelton and Valley, 2000). Por otra parte, Sibuet et al., (2007) proponen un

modelo en el cual la exhumación del manto ocu-rre a lo largo de fallas cóncavas que se extien-den hacia abajo, donde los fluidos mantélicos, así como el agua de mar llevada a hacia abajo, interactúan con las rocas mantélicas, permitien-do su serpentinización. En los límites de placas, donde la deformación se localiza a lo largo de zonas de cizallamiento a escala centimétrica a ki-lométrica, la influencia de la serpentinita en los procesos tectónicos está ligada a sus propieda-des únicas reológicas (Guillot et al., 2015). Según Deschamps et al., (2013), las serpentinitas son consideradas como reservorios de elemento flui-do móvil en zonas de subducción y su papel ha sido subestimado en el ciclo geoquímico global. La flotabilidad de la serpentinita probablemente contribuyó a la exhumación de bloques de eclo-gitas que presenta el Complejo Arquía. En este sentido, el reconocimiento y estudio de cuerpos de serpentinita como el reportado en la cantera de explotación de Córdoba (Quindío) contribuye al entendimiento de la teoría moderna de placas tectónicas.

5. CONCLUSIONES

El metamorfismo y subsecuente alteración ha modificado substancialmente las características petrológicas y químicas primarias de las peridoti-tas a partir de las cuales se formó la serpentinita. No obstante, es posible distinguir la litología pri-maria con base en la ocurrencia de texturas relíc-ticas. Las peridotitas son rocas ultramáficas com-puestas principalmente por olivino (más de 40%), clinopiroxeno y ortopiroxeno. Además pueden contener cantidades menores de otros minera-les. La roca original se clasifica como una peri-dotita, por el hecho de contener principalmente olivino, así como anfíboles y piroxenos, los cuales presentan altos contenidos de Fe, Mg y Al. La in-terpretación de las observaciones hechas en el presente estudio suministra una contribución va-liosa hacia el entendimiento de los procesos de serpentinización. Las fases minerales dominantes

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en la muestra analizada son minerales del grupo de la serpentina (crisotilo y antigorita) y clinoclo-ro, así como también magnetita. El uso integral de técnicas analíticas modernas es fundamental en la caracterización de minerales. Específica-mente la espectroscopía constituye una herra-mienta importante para distinguir las diferentes especies minerales del grupo de la serpentina.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen a la Universidad In-dustrial de Santander por brindar el apoyo lo-gístico para la realización del trabajo de campo con la participación de estudiantes de Geología de la asignatura Campo II, y el uso de diferentes técnicas analíticas; a los laboratorios de Estereo-microscopía y Microscopía de Luz Transmitida

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G e o l o g í a N o r a n d i n aPaleoenvironmental Inferencesfor the Miocene Strata of San Andrés Island(Colombian Caribbean)

The paleontological survey of several outcrops in San Andrés Island (Colombian Ca-ribbean) and their integration with previous paleoecological studies provide new paleoenvi-ronmental inferences for the Miocene strata.

The presence of the infaunal bivalves Cardita, Anodontia, Lucina, Chione, and the gas-tropods Strombus, Fasciolaria, and Natica, suggest a general reef lagoon paleoenvironment for all the studied locations. Also, few thick shelled bivalves such as Ostrea, Crassostrea, Hyotissa, and Spondylus were found. The studied malacofauna suggests low energy condi-tions, with water depths that would range between 5-25 m, being deeper in the central part of the island and gradually shallowing to the south. Evidence of this shallowing is indicated by the presence of epifaunal bivalves such as Pecten and Chlamys. Additionally, high con-centrations of the gastropod Strombus could suggest the occurrence of local sea grasses.

A preliminary micropaleontological inspection indicates the presence of common reef foraminifers such as Lepidocyclina and Quinqueloculina, providing new perspectives to im-prove the Neogene biostratigraphy of San Andrés Island.

Keywords: Colombian Caribbean, macrofossils/microfossils, Miocene, paleoenviron-ments, San Andrés Island.

Paleoenvironmental Inferencesfor the Miocene Strata of San Andrés Island(Colombian Caribbean)

German David Patarroyo Camargo1

1 Stratos Consultoría Geológica • [email protected]

ABSTRACT

RESUMEN

La prospección paleontológica de una serie de afloramientos en San Andrés Islas (Caribe Colombiano) y su integración con estudios paleontológicos previos, permite nuevas inferen-cias paleoambientales para los estratos del Mioceno.

La presencia de los bivalvos infaunales Cardita, Anodontia, Lucina, Chione y los gaste-rópodos Strombus, Fasciolaria y Natica sugiere un entorno general de laguna arrecifal para todas las secciones estudiadas. Igualmente, pocos bivalvos de conchas gruesas como Ostrea, Crassostrea, Hyotissa y Spondylus fueron encontrados. La malacofauna estudiada sugiere condiciones de baja energía, con batimetrías que estarían entre 5-25 m, profundizándose en la parte central de la isla y somerizándose gradualmente hacia el sur. Evidencias de esta somerización estarían indicadas por la presencia de bivalvos epifaunales como Pecten y Chlamys. Adicionalmente, proporciones altas del gasterópodo Strombus podrían sugerir la presencia local de zonas con pastos marinos.

Un estudio micropaleontológico preliminar indica la presencia de foraminíferos asocia-dos a arrecifes como Lepidocyclina y Quinqueloculina, ofreciendo perspectivas para mejorar la bioestratigrafía del Neógeno en San Andrés Islas.

Palabras claves: Caribe Colombiano, macrofósiles/microfósiles, Mioceno, paleoam-bientes, San Andrés Isla.

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1. INTRODUCTION

The San Andrés Archipiélago has a privileged location in the western Caribbean with a relevant present-day biodiversity which has caused its promotion in 2000 as The Sea-flower Reserve, and a membership in the World Network of Biosphere Reserves of UNESCO (Man and the Biosphere Program, MAB). In the case of the fossil record, previous paleontological studies in the archi-piélago illustrates a great potential for San Andrés Island.

In general, previous paleonto-logical works and their paleoenvi-ronmental interpretations in San Andrés have been focused on Mio-cene and Pleistocene rocks (Royo y Gómez, 1947; Bürgl, 1961; Geister, 1973a-b, 1975; Geister and Díaz, 2007). Unfortunately the main goal of many of these studies was to des-cribe the coralline assemblages and the non-coralline content (e.g. mo-

llusks, foraminifers) has been dis-cussed in a lesser way (Bürgl, 1961; García-Llano, 1998; Díaz and Gar-cía-Llano, 2010). Furthermore the location for many of these fossils remains unclear and most of them are outside the island. Therefore a permanent exhibition is not availa-ble for local community.

In recent years, the Jardín Bo-tánico of Universidad Nacional de Colombia has conducted new efforts to preserve the natural he-ritage of the Archipiélago, including a preliminary survey for macrofos-sils in several outcrops of San An-drés Formation which allowed: (1) the identification of several genera of bivalves, gastropods, echinoids and foraminifers; (2) initial paleo-environmental inferences based on the non-coralline fossils (Patarroyo, 2006, 2008).

In this paper the paleoenviron-mental inferences for the Miocene

of San Andrés are updated, combi-ning new findings for the San An-drés Formation with: (1) previous interpretations in this unit (Geister, 1975; García-Llano, 1998; Geister and Díaz, 2007; Díaz and García-Llano, 2010) and, (2) modern ecolo-gical data about the mollusks of San Andrés Island and the Caribbean re-gion (e.g. Warmke and Abbot, 1961; Abbot, 1974; Díaz et al., 1990, Díaz and Puyana, 1994).

2. GENERAL ASPECTS

The San Andrés Archipiélago comprises a group of islands, atolls and coralline banks in the western Colombian Caribbean. All of them aligned in a general direction of NNE along a submarine major feature called the Nicaraguan Rise (Geister, 1975; Geister and Díaz, 2007). San Andrés is the largest island of the archipiélago (27 km2) and is located 619 km northwestern from the Co-lombian coast (Figure 1A).

Figure 1. Study area. 1A Geographic location of the San Andrés Archipiélago (Modi ed of Carey et al., 2000). 1B Structural geology of the San Andrés Archipiélago. In red, the faults related to the San Andrés Fracture (Modified of Geister and Díaz, 2007; Castillo and Vargas, 2013).

1A 1B

42


2.1 Geological evolutionof San Andrés IslandSan Andrés Island, as a part of

Los Cayos Basin, shares a similar geological evolution with the other archipelago’s islands, atolls and cays. The tectonic character of the sea floor on the western Caribbean is the result of the interaction between the Caribbean, Cocos and South Ame-rican plates. A significant structure feature in the area is the San Andrés Fracture, a 15° NNE tectonic graben in the southern part of Nicaraguan Rise that separates the San Andrés Archipiélago from the continental platform of Central America (Figu-re 1B; Christofferson, 1983; Munar, 2000; Castillo and Vargas, 2013).

In general the subsidence of the volcanic basements in the tectonic graben, and the simultaneous cove-ring with biogenic carbonates since the late Paleogene, caused the for-mation of all the coralline structures in the archipiélago (e.g. Castillo and Vargas, 2013). Throughout the Plio-cene and early Pleistocene, San An-drés had a progressive tilting to the west and uplifting of a large portion of the Miocene calcareous strata. During the Pleistocene to Holocene the sea level oscillations have cau-sed erosive processes reflected as ancient intertidal notches (Geister and Díaz, 1996, 2007).

2.2 Background of thegeology and paleontologyin San Andrés IslandA photogeologic map and a ge-

neral field-work were the first geo-logical studies on San Andrés Island

(Royo y Gómez, 1947; Raasveldt, 1955). The first report of fossils was conducted on outcrops for the cen-tral part of the island (Royo y Gó-mez, 1947). Another survey descri-bed foraminifers and mollusks from Cove Hill and unnamed Miocene rocks on western San Andrés (Bürgl and Barrios, 1955; Bürgl, 1961). Joern Geister (Bern University) developed a series of detailed works about both the fossil and recent reef com-munities (Geister 1969, 1972, 1973a, 1975). A summary of these studies can be found in Geister and Díaz (1996, 2007).

The fossil malacofauna has been less studied in comparison with the coralline assemblages. Most of the research has been focused on scat-tered Miocene and Pleistocene out-crops (Geister, 1973b; García-Llano, 1998; Díaz and García-Llano, 2010). The only micropaleontological sur-veys have been conducted on wi-despread samples by Bürgl and Ba-rrios (1955) and Bürgl (1956, 1961).

2.3 The San Andrés FormationThe name “San Andrés Forma-

tion” was initially proposed for the rocks outcropping on the soft hills in the central part of San Andrés Island (Hubach, 1956). Few years later Bürgl (1961) informally assig-ned these strata as Inner limestones and suggested a middle Miocene age. The San Andrés Formation, as a geologic unit was finally adopted by Geister (1975) and subsequent studies agreed with this denomi-nation (e.g. Geister and Díaz, 1996, 2007; Vargas, 2004). As the outcrops

of San Andrés Formation are dispersed and highly weathered, a type locality has not de fined.

San Andrés Formation com-prises a succession of sparitic and microcrystalline limestones, sandy limestones and calcareous mudsto-nes with well-preserved fossiliferous levels. Due the heavy weathering some limestones are covered by an irregular calcareous material, infor-mally assigned as tobaceous limes-tone or caliche (Hubach, 1956; Bürgl, 1961). Petrographic and sedimentological studies have proposed the division of San Andrés Formation in three units: Microcrystalline limesto-nes, Detrital muddy limestones and Detrital sandy limestones (Vargas, 2004). Moreover a thickness assign-ment for San Andrés Forma- tion is speculative, but according to seismic data the underlying volcanic base-ment is interpreted 250 m below the surface (Ingeominas, 1992).

There is a consensus in a middle Miocene age for San Andrés For-mation. For instance the absence in the outcrops of the recent benthic foraminifers Astigerina carinata, Amphistegina radiate among other was proposed as a diagnosis of Miocene in the hilly area (Royo y Gómez, 1947; Hubach, 1956). Addi-tional samplings and taxonomic re-definitions of the previous collected malacofauna and foraminifers, su-ggested a middle Miocene age for the San Andrés Formation (Bürgl and Barrios, 1955; Bürgl, 1956, 1961). In addition the absence of the Pleistoce-ne branching coral Pocillopora was

43

a g o s t o 2 0 1 6N o . 1 3

also used to differentiate the San Andrés Formation from the post-Miocene strata on the island (e.g. San Luis Formation; Royo y Gómez, 1947; Geister, 1975; Vargas, 2004; Geister and Díaz, 2007).

Despite the long biostratigra-phic ranges of most of the repor-ted malacofauna, recent studies suggest a middle Miocene to mid-dle Pliocene age for the San Andrés Formation (Díaz and García Llano, 2010). In addition, some of the pre-viously reported mollusks in this unit were taxonomically redefined by these authors.

3. METHODS

Field-work was conducted bet-ween May and June of 2006, com-prising 16 outcrops through the central part of the island (Figure 2; Table 1). The nomenclature of these outcrops and their general descrip-tions followed Patarroyo (2006). In 2009, new civil infrastructure des-troyed the locality of Morgan Cave (MCR-1). Despite of that, a micropa-leontological survey (two samples) in MCR-1 was conducted in 2008. These samples (5-8 g) were washed with distilled water using the 63 and 150 μm fractions sieves. The retai-ned material was dried and all the benthic foraminifera per sample were examined. The identification of the foraminifers followed gene-ral references in reef settings (e.g. Loeblich and Tappan, 1988; Javaux and Scott, 2003). Taxonomical de-finitions of the collected mollusks were based on previous data in San

Andrés (Geister, 1975; García-Llano, 1998; Díaz and García-Llano, 2010). General references in fossil and re-cent mollusk assemblages for the Caribbean region, were also consi-dered (e.g. Woodring, 1928, 1959; Warmke and Abbot, 1961; Turner and Boss, 1962; Abbot, 1974; Walls, 1979; Ríos, 1985; Rehder, 1988; Díaz et al., 1990; Díaz and Puyana, 1994). The paleoenvironmental inferences of this study were compared with: (1) previous paleoenvironmental proposals and, (2) modern ecolo-gical information of the mollusks in San Andrés (Geister, 1975; Díaz and Puyana, 1994; García-Llano, 2010; Geister and Díaz, 2007). All the co-llected specimens are stored and preserved in the Jardín Botánico.

Figure 2. Analyzed localities. The yellow zone illustrates the contour of the San Andrés For-mation.

Table 1. Outcrops of the San Andrés Formation. *The nomenclature of the outcrops followed Patarroyo (2006). **Grade of preservation in the analysed outcrops: † Low weathering; †† Moderate weathering; ††† High weathering. ***Quality, abundance and diversity of the fossil assemblages: Poor; Moderate; High.

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Table 2. Collected macrofossils on several outcrops of the San Andrés Formation. *The nomenclature followed Patarroyo (2006). Preservation of the specimens: Bad; Moderate; Good.

4. RESULTS

A total of 190 specimens were collected in 13 localities, comprising 11 bivalve genera, 7 gastropod genera and 2 echinoid genera. Four mollusk genera were referred in open nomenclature (Table 2). Due to dissolution, most of the specimens were preserved as casts (internal and external) or fragments, ham-pering a taxonomic classification to species level. Additionally, three of the studied localities had no re-covery (PHR-1, LHR-1 and OHR-1).

A recount of the collected fossils and the lithological features of each main locality will be referred below.

4.1 Duppy Gully andHarmony Hall sectors(DGQ/DGR; HHH)Due to small-scale and informal

mining, the Duppy Gully area exhibits the largest outcrops on the central part of San Andrés Island. Two of the studied localities (DGQ-1 and 2) are composed of sandy limestones and calcareous mudstones (Figure 3A). In these sites a great proportion of

the infaunal bivalves Anodontia, Pi-tar, Lucina, Chione and Pholadomya?, undetermined cardiids and venerids were collected. Additional malaco-fauna corresponds to the gastropo-ds Bulla?, Strombus, and Fasciolaria. The collected specimens are casts, indicating in some cases bioerosion, probably caused by clionid sponges. In a minor proportion (<10% of total assemblage) the following fossils were also found: (1) thick shelled epi-faunal bivalves such as Ostrea, Hyo-tissa, Crassostrea, and Spondylus?; (2) pectinids such as Chlamys and Pecten

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Figure 3. Localities of the San Andrés Formation. 3A: Duppy Gully area. Note the massive concentrations of the heavily recrystallized ostreid Pycnodonte (white mots). Scale bar (left): 2 m. 3B: Duppy Gully Road. This locality illustrates a clear example of a heavily weathered outcrop (caliche according to Bürgl, 1961) Scale bar (black): 30 cm. 3C: Cove Hill. Scale bar (white): 1 m. 3D: Harmony Hall Hill. This locality is characterized by numerous fragments of the branching coral Pori-tes (comprised inside the white contour) and fragments of small pectinids.

spp. A distinctive feature in the Duppy Gully sector is the presence of layers (ranging 30-50 cm width) with conspicuous concentra-tions of recrystallized ostreids (probably Pycnodonte; Figure 3A). Poorly preserved branching corals (Porites?) were observed in the outcrops. In the road connecting Harmony Hall and the Duppy Gully area, three additional localities present fossiliferous content (DGR-1, 2 and 3). However, heavy weathering of the sandy limes-tones hampered the definition of most of the specimens (Figu-re 3B). Some of the few identified genera correspond to Pecten, Hyotissa, Fasciolaria, Ostrea and Chione (casts).

A series of small outcrops (composed of sandy limestones), around the Botanical Garden comprise the locality of Harmony Hall (HHH-1). In spread mudstones are common the presence of poorly preserved pectinids (probably Chlamys and Pecten), casts of Lucina, and valves of the genera Spondylus and Phola- domya? are common in mudstones (Figures 3C; 5). Most of the specimens are small (8-15 mm length) and disposed in a chaotic arrangement around the beds. Chaotic concentrations of undetermined bran-ching corals (probably Porites) were found in local patches. Also, some fragmentary exemplars of the echinoid Echinolampas were collected taking advantage of civil works inside the Jardín Botánico.

Northern of the Duppy Gully and Harmony Hall areas, are two of the three localities without fossiliferous content: Oran-ge Hill and Lever Hill (OHR-1, LHR-1). Both sites comprise hea-vily weathered sandy limestones.

3A 3B

3C

3D

46


4.2 Cove Hill and PepperHill sectors (CHR; PHR)The locality CHR corresponds to dispersed

outcrops along the road from the Cove area to the central part of San Andrés Island. The granu-lometry of the calcareous beds is finer (clay size) than the localities in the road of Duppy Gully (DGR-1/3). The faunal content is represented by a variable proportion of the gastropods Strombus and Fasciolaria, with lengths of 5-15 cm. Most of them were deposited in conspicuous layers of

Figure 4. Localities of the San Andrés Formation. 4A: Morgan Cave Road. Note the continuity of the ash layer. The black square indi-cates the surveyed bed for microfossils. 4B: Pepper Hill. Scale bar (white): 1 m. 4C: Scoplin Gully. This locality comprises mudstones with high concentrations of Pecten and Chlamys. Scale bar (white): 40 cm. 4D: Sam Wright Hill. Scale bar (white): 1 m.

10 cm in thickness (Figure 3C). In a minor pro-portion, casts of the bivalves Chione, Anodon-tia, Lucina, Pitar were identified. Undetermined venerids, cardiids, and poorly preserved casts of the gastropod Natica were also found (Figure 5). Coralline fragments were not detected in CHR-1.

A series of small outcrops of sandy limestones along the road to Pepper Hill comprise the fossili-ferous localities of PHR-2 and 3 (Figure 3D). In con-trast, heavy weathering in PHR-1 hampered any

4A

4C

4D

4B

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a g o s t o 2 0 1 6N o . 1 3

fossil preservation. On PHR-2 and 3, casts of bivalves such as Chione, un-determined cardiids and the gastro-pods Strombus, Fasciolaria and Oliva were common (Figure 4B). Fragments of the genera Pecten and Pitar were also collected. Like in Harmony Hall Hill, most of the specimens are small (8-15 mm length) and display a chao-tic arrangement in the strata. Frag-ments of deteriorated branching corals (Porites?, Acropora?) were de-tected along the outcrops.

4.3 Morgan Cave andMagic Garden roads(MCR; MGR)MCR-1 was an outcrop on the in-

tersection between the roads to the central part of San Andrés and Mor-gan Cave. Disappeared by recent civil works, MCR-1 was a potential locali-ty to develop studies in San Andrés Formation. The sediments at MCR-1, as many of the beds of San Andrés Formation, correspond to mudstones and disseminated sandy limestones levels (Figure 4A). A continuous ash layer (30 cm thickness), interbedded in the calcareous muds of this outcrop, will be referred on the discussion. The

paleontological survey of this locality collected a great proportion of casts of undetermined cardiids and the gas-tropods Conus and Fasciolaria. Few specimens of Ostrea, and undetermi-ned coralline fragments were also co-llected. Along some strata of MCR-1, imbricated burrows that resembled the ichnogenus Thalassinoides were observed. The results of a micropa-leontology survey in this locality will be referred on the discussion.

Close to the San Andrés dumpsi-te (Magic Garden), a series of small outcrops comprise the locality MGR-1. However, due to heavy weathe-ring, most of the beds (mudstones) were preserved as caliche. The fos-sil material was scarce, comprising fragments of the pectinid Pitar and casts of Conus, undetermined ve-nerids and cardiids. Coralline frag-ments were not detected in MGR-1.

4.4 Scoplin Gully and Sam Wright Hill sector (SGP; SWH)Scoplin Gully corresponds to a

series of small outcrops along the western margin of Pepper Hill and Sam Wright Hill. From all the stu-

died localities, SGP has the best potential for future prospections due the good fossil preservation. Inside of calcareous mudstones and little weathered biomicrites the-re was found a high abundance of small pectinids (Pecten and Chla-mys: 8-20 mm length) and bivalves such as Lithophaga, Hyotissa and Ostrea. The bivalves Chione and Pitar, undetermined venerids and the gastropods Turritella, Strombus, Xenophora?, Fasciolaria and Astrea were found as casts. Scattered frag-ments of the echinoid Clypeaster were collected as reworked material (Figure 4C). Abundant fragments of branching and massive corals were observed (e.g. Porites spp., Montas-traea spp.).

The locality Sam Wright Hill en-compassed the southernmost out-crops of the San Andrés Formation (SWH-1). The collected malacofau-na correspond to large (10-20 cm length) specimens of Strombus and Fasciolaria. Poorly preserved unde-termined venerids were also found. Like in other nearby localities (CHR-1 and PHR-2, 3), the strata corres-pond to mudstones and altered biomicrites (Figure 4D). Fragments of poorly preserved branching and massive corals were noticed along the outcrops.

5. DISCUSSION

In general a reef lagoon setting comprised all the studied locations. Several paleoenvironmental inferen-ces are proposed based on its fossil content (Figure 6). For the central part

Figure 5. Selected specimens of the San Andrés Formation. The illustrated specimens belong to the localities HHH-1 and CHR-1. 5a-b, 5d and 5g: Pecten sp. (Fragments). 5c and 5h: Strombus sp. (Fragments). 5e: Spondylus sp. (Left valve). 5f: Natica sp. (mold). Scale bar (3cm).

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of the island (Duppy Gully), the pre-sence of both infaunal bivalves (e.g. Pitar, Chione) and the gastropods Strombus and Fasciolaria suggests paleodepths between 5-15 m. Similar assemblages have been reported on the shallowest part of modern reef lagoons in San Andrés and the Ca-ribbean (Warmke and Abbot, 1961; Díaz et al., 1990, Díaz and Puyana, 1994). The presence of the infaunal bivalve Lucina and a great proportion of undetermined venerids suggest low energy conditions and moderate oxygenation for this area. Moreover the conspicuous levels of the epifau-nal bivalve Pycnodonte agree with a partial dynamic scenario in the sea-bottom. On modern environments this genus has been referred as an indicator of unstable conditions (Ab-bot, 1974; Díaz and Puyana, 1994).

Furthermore the presence of fragmented pectinids and thick shelled epifaunal bivalves such as Ostrea, Hyotissa and Crassostrea, despite the low proportion, might suggest restricted high energy con-ditions on the Duppy Gully area. Therefore the presence of inter-bedded sandy limestones, mudsto-nes and the levels with Pycnodonte supports energy fluctuations for this part of the Miocene reef lagoon. A modern analogue in environments of San Andrés could be the inner reef lagoon, where high energy conditions (undertow currents) have been attributed to long-periodic oceanic swells. Evidences of altera-tions in the energy of sea-bottom have been also reported on modern sediments. For instance the develo-

pment of changing sandy lobes in Rose Cay has caused variations in the energetic conditions of proximal areas (Geister and Díaz, 1996; 2007).

Previous paleoenvironmental stu-dies suggested a shallow to deep reef lagoon setting for the beds on Duppy Gully. The presence of spread reef patches of Acropora, Montastraea and Porites besides the comparison with modern coralline assemblages have been used to propose this area as the deepest part of the Miocene reef lagoon (15-35 m depth; Geis-ter, 1975). The collected fossil as-semblages in the five localities of Duppy Gully might agree with this proposal. Nonetheless, studies with reef mollusks must be taken care-fully. Disturbance in the sediments or selected dissolution of the shells could produce mixing of the infau-nal and epifaunal taxa in the strata (e.g. Donovan and Littlewood, 1993). For instance based only on the ab-sence of lucinids Díaz and García-Llano (2010) agreed with a deeper reef lagoon setting in Duppy Gully (Referred as San Andrés Quarry). However, this single evidence is non conclusive due the findings of Luci-na in the localities DGQ-2 and DGR-3. Selected weathering might inhibit the occurrence of lucinids in other localities of San Andrés Formation.

According to the collected mal-acofauna, the inferred conditions in Harmony Hall Hill were very similar with the Duppy Gully area, although some of the specimens might su-ggest more unstable conditions. For instance is common the presence

of ornamented valves of the gene-ra Spondylus, an indicator of strong currents in modern coralline patches (Abbot, 1974; Díaz and Puyana, 1994). The presence of chaotic concentra-tions of undetermined branching corals and the borrowing sea urchin Echinolampas also suggests stron-ger currents. Modern Echinolampas present a substantial preference for ripple slopes in subtidal environments (e.g. Thum and Allen, 1975). Near of HHH-1 in outcrops that disappeared due to urban development, Geister (1975) reported both Echinolampas spp. and numerous fragments of the corals Porites and Monstastraea, su-ggesting mixed paleoenvironments in the Miocene reef lagoon. Furthermo-re, the non-fossiliferous sandy limes-tones in the nearby Orange Hill and Lever Hill could be also related with shallow depths or high dynamic in the currents. Nevertheless the heavy weathering hampered the finding of any fossil assemblage.

A different scenario could be su-ggested for the outcrops in the Cove Hill area. Both the high abundance of the gastropod Strombus (in mono-tonous concentrations) and a minor grain size of the sediments (mainly clay size) could be related to zones with sea grasses (Figure 6). For ins-tance in modern Thalassia beds at San Andrés Island, is abundant the presence of several species of the gastropod genera Strombus, asso-ciated with muddy and calcareous sands (Díaz and Puyana, 1994). Due to the fact that Cove Hill is one of the areas with less coralline assemblages data (scarce reports of Geister in di-

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a g o s t o 2 0 1 6N o . 1 3

sappeared outcrops) a comparison with paleoen-vironmental inferences based on corals was not be possible. A detailed study of these fossils will be necessary in order to refine the paleoenviron-mental reconstruction in Cove Hill.

On the other hand, based on the presence of Strombus gatunensis and lucinids, Thalassia beds have been already suggested southern of CHR-1 (Díaz and García-Llano, 2010). In their lo-cality (an old quarry, now with restricted access) they also proposed shallow depths, high energy paleoenvironments and the presence of coralli-ne substrates. From their four studied sites, this locality comprises the most diverse and abun-dant mollusk assemblages with several identi-fied species and genera.

In the case of the Pepper Hill area, high-moderate ener-gy conditions with good oxygenation and surface productivi-ty could be inferred for the studied outcrops. Despite the low proportion, the presence of the genera Pecten, Chione, Fascio-laria Oliva, and Pitar along the three localities suggest shallow waters (5-15 m) using the information in modern communi-ties (Abbot, 1974; Ríos, 1985; Díaz and Puyana, 1994). Based on the high abundance of several species of the branching and massive corals Porites, Astreopora, Montastraea, Acropora and Stylophora among other, previous studies agreed with meso-trophic conditions for the Pepper Hill area (Geister, 1975; Geis-ter and Díaz, 2007). Only based on a moderate proportion of undetermined infaunal bivalves, Díaz and García-Llano (2010) suggested a deeper reef lagoon setting for this area. They na-med their single locality as Tom Hooker road.

Similar interpretations could be proposed for the outcrops on Scoplin Gully. Using modern analogues, the massive pre-sence of epifaunal fossils (e.g. Pecten, Lithophaga, Astrea) and a higher diversity in the mollusk assemblages could be related to a shallow (5-10 m depth) paleoenvironment with moderate energy, and an optimum in the oxygenation (Turner and Boss, 1962; Díaz et al., 1990; Díaz and Puyana, 1994). This sector has been previously studied by Geister (1975), reporting a highly diverse coralline assemblage with Astreopora, Diploastrea, Montastraea, Goniopora, Porites, Siderastrea and Stylophora as common genera. Based on comparisons with modern reef communities in San Andrés Island, this author also sugges-ted a shallow environment with a high availability of nutrients. As mentioned in the results section, Scoplin Gully comprises the most promissory outcrops in the San Andrés Formation. A detailed sampling and sedimentological analysis of both SGP-1 and the highly fossiliferous outcrop reported by Díaz and García-Llano (2010) could improve the paleoenvironmental inferences for this part of the Miocene reef lagoon. Both sites shares similar malacofauna (e.g. pectinids, ostreids, and nati-cids) although the location of the outcrop of these authors is ambiguous (apparently near the Sagrada Familia School).

In the outcrops on San Wright Hill and Magic Garden, the scarcity of material hampered detailed paleoenvironmental inferences. In SWH-1 the mudstones and the occurrence of gastropod fragments (Strombus, Fasciolaria) and undeter-mined venerids could suggest a shallow paleoenvironment

Figure 6. Paleoecological environments in the Miocene of San Andrés (Modified of Geister, 1975)

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(<20m), but without a clear notion of oxygenation and energy. Accor-ding to a previous interpretation, this locality probably represented the geographical southern limit of the Miocene reef lagoon and the beginning of the reef barrier. This interpretation was based on the common presence of the coral ge-nera Astreopora, Diploastrea, Mon-tastraea, Porites among other, and their comparison with modern as-semblages in San Andrés (Geister, 1975). In order to corroborate this proposal, additional paleontologi-cal and sedimentological studies are necessary. Between Pepper Hill and the Scoplin Gully area (Polly Hill), few casts of gastropods (Glo-bularia fischeri) were only reported, hampering paleoenvironmental in-ferences (Díaz and García-Llano, 2010). Finally, in the case of MGR-1 both the lithology and the scarci-ty of diagnostic fossils suggested a reef lagoon setting. Northern of MGR-1, in strata of May Cliff (now in private terrains) studies based on the presence of >2 m massive corals have suggested reef front to deep reef lagoon settings and an optimum in nutrients (Geister, 1975; Geister and Díaz, 2007). This locality has been not tested for non-coralline fossils.

Despite the moderate preserva-tion of the collected mollusks in this contribution, new insights about the Miocene paleobiogeography of the Caribbean could be provided. For instance most of the reported ge-nera are common elements in the Neogene units of the Caribbean

area (e.g. Anderson, 1929; Woo-dring, 1928; Olsson, 1942; Jung, 1969; Petuch, 1988). Paleobiogeo-graphical studies about the mollusk assemblages in San Andrés Forma-tion have been only conducted by Díaz and García-Llano (2010). Based on the material from their four lo-calities these authors suggested a closer connection with assembla-ges in units of Jamaica (e.g. Bow-den Formation) instead of Miocene strata from Central America and the Colombian Caribbean.

In order to improve this interpre-tation, detailed mollusk inventories must be effectuated in more Mio-cene outcrops of San Andrés. For instance this contribution provides at least one new fossiliferous locality to be systematically tested for mollusks (SGP-1). Complementary localities but with complicated access such as May Cliff, North Cliff and Perry Hill must be studied in the future. Highly diverse coralline assemblages (branching and massive) have been reported in these sites (Geister, 1975; Geister and Díaz, 2007). Moreover, Neogene outcrops in Old Providen- ce such as Alligator Point and Man- chioneal Hill could be also tested for fossil of mollusks. Pre-liminary comparisons with fossils of San Andrés Formation, have sugges-ted an older age for the beds in Old Providence (early to middle Miocene; Geister, 1992; Budd et al., 1996).

As mentioned in the results sec-tion, the outcrop in Morgan Cave (MCR-1) disappeared few years ago due to civil works. However, some considerations are referred about

this locality. According to the pre-sence of undetermined cardiids, ostreids and the gastropods Co-nus and Fasciolaria, a shallow reef lagoon (5-15 m depth) with high energy and productivity could be inferred. Moreover the presence of massive and imbricated burrows (Thalassinoides type), is usually re-lated with feeding activities of deca-pod crustaceans (thalassinideans) in shallow-depth (intertidal) sandy and muddy substrates (e.g. Knaust and Bromley, 2012). Previous studies, based on fragmentary coralline as-semblages, agreed with the propo-sal of a shallow reef lagoon setting in MCR-1 (Geister, 1975; Geister and Díaz, 2007).

Additionally a preliminary survey on the mudstones of MCR-1 tested the micropaleontological potential of San Andrés Formation. Forami-niferal studies in the archipiélago have been only conducted in Duppy Gully, Cove Hill among other and recent sediments of the Serranilla Bank (Bürgl, 1961; Triffleman et al., 1991). However, due to human acti-vity the re- sampling of the Mioce-ne outcrops of Bürgl (1961) can be complicated . Most of these out-crops disappeared or they are lo-cated on heavily populated places (Cove area, North Cliff). In general the foraminiferal content in the sam-ples of MCR-1 was characterized by abundant fragments of large forami-nifers, corresponding to weathered casts?? of the genera Peneroplis and Sorites. Few specimens of undeter-mined rotalids (probably Elphidium), miliolids, non-reticulated ostracods

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and casts of microbivalves were also found in the 63 and 150 μm fractions sieves (Figure 7). Despi-te to the moderate preservation, the presence of large foraminifers (symbiont bearing as the corals) and miliolids indicate a hypersaline envi-ronment, embedded in a back reef setting (e.g. Martin and Liddell, 1988; Javaux and Scott, 2003; Murray, 2006).

On the other hand, due the broad biostrati-graphic range (Paleogene-recent) of the forami-niferal assemblages in MCR-1, a precise age as-signment was not possible. Even though of these results the foraminiferal assemblages have pla-yed a relevant role defining the chronostratigra-phic range of San Andrés Formation. For example the middle Miocene age that discussed authors such as Geister (1975) or Díaz and García-Llano (2010), followed Bürgl (1961). This author propo-sed as diagnostic the benthic foraminiferal asso-ciation Amphistegina lessonii conica, A. lessoni tumida, A. chipolensis, A. bowdenensis, A. angu-lata, and Astigerina marshallana. The genera Am-phistegina and Astigerina are wide spread taxa in the Neogene strata of the Caribbean region, commonly related to shallow foreslopes (Clarke and Blow, 1969; Langer and Hottinger, 2000). No-netheless, these genera are not enough diagnos-tic to propose a middle Miocene age for San An-drés Formation. For that reason, in the results and discussion sections this unit was only referred as Miocene. As mentioned above other studies pro-posed a chronostratigraphic range of Miocene to early Pliocene for this unit based on mollusks and coralline assemblages (Geister, 1975; Geister and Díaz, 2007; Díaz and García-Llano, 2010).

Furthermore in reef-associated lithologies is recommendable to analyze in thin sections the foraminiferal assemblages. For instance a prelimi-nary examination of the beds of MCR-1, allowed the identification of the genera Quinqueloculina and Lepidocyclina (Figure 7). The last one is a wi-dely used genus for biostratigraphic correlations

in carbonate settings (e.g. BouDagher-Fadel, 2008). Several studies have been conducted with Lepidocyclina and other large foraminifers in Paleogene-Neogene units of Colombia, Central America and the Antilles (e.g. Cole, 1952; Seiglie et al., 1976; Butterlin, 1971, 1981; Robinson, 1974; Hottinger, 2001; Baumgartner-Mora et al., 2015). Therefore, foraminiferal stu-dies (traditional and based on petrography) provide a good al-ternative to both refining the biostratigraphic frame of the San Andrés Formation and correlating with other Neogene units in the Caribbean region.

Figure 7. Microfossils of the Morgan Cave locality (MCR-1). 7a: Fragments of lar-ge foraminifers (probably Sorites or Peneroplis), non-reticulated ostracods and microbivalves (casts). 7b: Undetermined rotalids (Elphidium? sp.) and fragment of a large foraminifera (below). 7c: Lepidocyclina sp. (Vertical section). 7d-e: Le-pidocyclina sp. (Equatorial section). 7f: Quinqueloculina sp. (Equatorial section).

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Finally a relevant feature of MCR-1 was the presence of an ash layer (30 cm width), inter-bedded in the calcareous muds. This ash layer and other with minor dimen-sions have been reported in out-crops near Duppy Gully, Lions Hill and Harmony Hall Hill (Figure 6; Geister and Díaz, 2007). Volcanic levels have been also described in stratigraphic cores over the Cove Valley (Rojas-Barahona, 2001). Despite the absence of detailed geochemical analysis, the ash la-yers in San Andrés Formation have been suggested as evidence of Neogene intense volcanic activi-ty on Central America. Therefore, radiometric dating of these ash layers could possibly allow corre-lation with other Neogene volca-nic levels in deep sea sediments of the Caribbean (e.g. ODP Leg 165 Sites 999-1001; Carey and Si-gurdsson, 2000).

6. CONCLUSIONS

Based on the collected macro-fossils in several localities of San Andrés Formation, some paleoen-vironmental inferences were propo-sed to the Miocene reef lagoon:

Fluctuating energy conditions and water depths between 5-25 m are proposed for the central and south part of the island (Duppy Gu-lly, Harmony Hall Hill, and Pepper Hill). A great proportion of infaunal bivalves, ostreids, sea urchins (nor-thern of Duppy Gully) and scattered coral patches were used as evidence of these conditions.

On the other hand the com-mon presence of pectinids and the gastropod Strombus, suggested a shallowing (5-15 m) in the souther-nmost part of San Andrés (Cove Hill, Scoplin Gully and Sam Wright Hill). Mesotrophic conditions and the possible presence of sea grasses were inferred. Based on lithology and the assemblages of less preser-ved specimens (casts, fragments), a general reef lagoon setting is pro-posed for some of the studied loca-lities (Morgan Cave, Magic Garden).

Finally, a preliminary survey for microfossils in the San Andrés For-mation revealed typical reef fora-minifera such as miliolids and sym-biont-bearing foraminifera. Detailed micropaleontological samplings in this unit and the study of the disse-minated ash layers might clarify the proposed age of middle Miocene age for the San Andrés Formation.

7. ACKNOWLEDGMENTS

This contribution was possible due to the program Fortaleci-miento de las Sedes de Presencia Nacional (Universidad Nacional de Colombia). Direct supervision of the Instituto de Estudios Ca-ribeños and the Jardín Botánico of San Andrés (Petter Lowy, for-mer director) was determinant to conduct the field work. Nadejda Tchegliakova, Carlos Sánchez and Pedro Patarroyo (Universidad Na-cional de Colombia) contributed with many suggestions in the ini-tial parts of this project. Grammar observations were gently provi-

ded by Laura Montenegro and Maria Catalina Moreno (Universi-dad Nacional de Colombia).

I am deeply indebted to Joern Geister (Bern University, now reti-red) for all his support and sugges-tions in these years of studies in San Andrés Island. I am aware that my contributions on the subject have been dispersed, but his knowledge and good will to develop scientific studies on San Andrés are priceless.

Two anonymous reviewers ma-de valuable suggestions in order to improve a previous version of this contribution.

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