GeologÃ-a del Valle del cauca

REPÚBLICA DE COLOMBIA

MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA

INSTITUTO DE INVESTIGACIÓN E INFORMACIÓN GEOCIENTÍFICA, MINERO-AMBIENTAL Y NUCLEAR INGEOMINAS

MAPA GEOLÓGICO DEL DEPARTAMENTO DEL VALLE DEL CAUCA ESCALA 1:250.000

POR: ÁLVARO NIVIA GUEVARA

MEMORIA EXPLICATIVA

2001

Memoria explicativa del Mapa Geológico del Departamento del Valle del Cauca

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CONTENIDO RESUMEN ............................................................................................................... 9 1. INTRODUCCION ............................................................................................. 10 2. LOCALIZACION, FISIOGRAFIA Y CLIMA ................................................. 12 3. MARCO TECTONICO REGIONAL ................................................................ 12 4. EL ORIENTE COLOMBIANO ........................................................................ 16 4.1 ROCAS PRECAMBRICAS (PEnd) ......................................................... 17 4.2 ROCAS PALEOZOICAS .......................................................................... 17 4.2.1 Complejo Cajamarca (Pzc) .............................................................. 17 4.2.1.1 Litología y petrografía ........................................................ 17 4.2.1.2 Origen ................................................................................. 18 4.2.1.3 Correlaciones ...................................................................... 19 4.2.2 Complejo Arquía .............................................................................. 20 4.2.2.1 Esquistos Básicos de Bugalagrande (Pzb) .......................... 20 4.2.2.2 Anfibolitas de Rosario (Pzr) ............................................... 21 4.2.2.3 Metagabroides de Bolo Azul (Pzba) .................................. 21 4.2.2.4 Origen ................................................................................. 22 4.2.2.5 Correlaciones ...................................................................... 23 4.2.3 Metamorfismo .................................................................................. 23 4.2.3.1 Metamorfismo Regional ..................................................... 24 4.2.3.2 Metamorfismo Retrógrado .................................................. 25 4.2.3.3 Metamorfismo Dinámico .................................................... 25 4.2.3.4 Metamorfismo de Contacto ................................................ 26 4.2.3.5 Edad del Metamorfismo...................................................... 26 4.2.3.6 Discusión ............................................................................ 27 4.3 ROCAS MESOZOICAS ............................................................................ 29 4.3.1 Plutonismo Triásico.......................................................................... 29 4.3.1.1 Batolito de Santa Bárbara (PTrcd) ..................................... 29 4.3.2 Plutonismo Jurásico ........................................................................ 30 4.3.2.1 Batolito de Ibagué (Jcd-t) .................................................. 30 4.3.3 Magmatismo-Sedimentación Cretácica ........................................... 30 4.3.3.1 Complejo Quebradagrande (Kq) ......................................... 30 4.3.3.2 Plutonismo cretácico ........................................................... 34 4.3.4 Metamorfismo cretácico de alta presión .......................................... 35 4.3.4.1 Petrografía ........................................................................... 35 4.3.4.2 Correlaciones ...................................................................... 36 4.3.4.3 Edad .................................................................................... 36 4.3.5 Discusión .......................................................................................... 36

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Alvaro Nivia Guevara

5. LA PROVINCIA LITOSFERICA OCEANICA CRETACICA OCCIDENTAL - PLOCO ................................................................................. 40 5.1 NOMENCLATURA ESTRATIGRAFICA ................................................ 41 5.2 ROCAS PLUTONICAS ULTRAMAFICAS Y MAFICAS. ...................... 44 5.2.1 Macizo Ofiolítico de Ginebra (Koqa-Koqu) .................................... 44 5.2.1.1 Petrografia ........................................................................... 44 5.2.2 Complejo Ultramáfico de Venus (Kuv)............................................ 45 5.2.3 Complejo Ultramáfico de Bolívar (Kubd, Kubgc, Kubgi) ............... 45 5.2.3.1 petrografía ........................................................................... 45 5.2.4 Gabro de Riofrío (Kubgf)................................................................. 48 5.2.5 Gabro de Río Volcán (Kgv) .............................................................. 49 5.2.6 Stock del Muñeco (Kghm) ............................................................... 50 5.2.7 Stock de Zabaletas (Kgz) ................................................................. 50 5.2.8 Stock de El Tambor (Kgt, Ktt) ......................................................... 51 5.2.8.1 Gabro del Tambor (Kgt)...................................................... 51 5.2.8.2 Tonalita del Tambor (Ktt) ................................................... 52 5.2.9 Stock de El Palmar (Kgp y Khgp).................................................... 52 5.2.9.1 Gabro ortopiroxénico (Kgp) ............................................... 53 5.2.9.2 Gabro hornbléndico (Khgp) ................................................ 53 5.2.10 Stock del 18 (Kqd) ......................................................................... 53 5.2.11 Stock de Villa Carmelo (Kgc) ........................................................ 53 5.2.12 Intrusivos Gabroides Indenominados (Kg) .................................... 54 5.2.13 Metamorfismo ................................................................................ 54 5.2.14 Geoquímica de los intrusivos máficos cretácicos .......................... 55 5.2.15 Edad................................................................................................ 55 5.2.16 Correlaciones.................................................................................. 56 5.3 ROCAS VOLCANICAS BASICAS .......................................................... 57 5.3.1 Litología y Petrografía ..................................................................... 57 5.3.2 Metamorfismo .................................................................................. 58 5.3.3 Geoquímica ...................................................................................... 59 5.3.4 Unidades de cartografía geológica ................................................... 59 5.3.4.1 Formación Amaime (Ka) .................................................... 62 5.3.4.2 Formación Volcánica (Kv) .................................................. 63 5.3.4.3 Felsita de Vijes (Kf) ............................................................ 64 5.4 COMPLEJO ESTRUCTURAL DAGUA .................................................. 66 5.4.1 Litología y petrografía...................................................................... 67 5.4.1.1 Lodolitas arcillosas y silíceas ............................................. 67 5.4.1.2 Tobas ................................................................................... 68 5.4.1.3 Cherts .................................................................................. 68 5.4.1.4 Arenitas y wacas líticas ....................................................... 69 5.4.1.5 Conglomerados ................................................................... 70 5.4.1.6 Calizas 70


5

5.4.2 Metamorfismo .................................................................................. 70 5.4.3 Unidades de cartografía geológica ................................................... 71 5.4.3.1 Formación Cisneros (Kc) .................................................... 71 5.4.3.2 Formación Espinal (Ke) ...................................................... 72 5.4.3.3 Formación Río Piedras (Kp) ............................................... 72 5.4.3.4 Formación Ampudia (Ka) ................................................... 73 5.4.3.5 Formación Nogales (Kn) .................................................... 73 5.4.4 Correlaciones.................................................................................... 73 5.4.5 Edad.................................................................................................. 74 5.5 PLUTONISMO CALCO-ALCALINO ...................................................... 74 5.5.1 Batolito de Buga (Kcd-t) .................................................................. 74 5.5.1.1 Edad .................................................................................... 74 5.5.2 Diques pegmatíticos de hornblenda-plagioclasa-cuarzo .................. 75 5.5.2.1 Anfibolitización .................................................................. 76 5.5.2.2 Mineralización de magnesita .............................................. 76 5.5.2.3 Edad .................................................................................... 77 5.6 ORIGEN DE LA PROVINCIA LITOSFERICA OCEANICA CRETACICA OCCIDENTAL - PLOCO ................................................... 77 5.6.1 Rocas plutónicas ultramáficas y máficas ......................................... 77 5.6.2 Rocas volcánicas básicas.................................................................. 78 5.6.3 Complejo Estructural Dagua ............................................................ 79 5.6.4 Plutonismo calco-alcalino cretácico ................................................. 81 5.6.4.1 Batolito de Buga ................................................................. 81 5.6.4.2 Diques pegmatíticos de hornblenda-plagioclasa-cuarzo..... 84 6. COBERTURA ANDINA CENOZOICA ........................................................... 85 6.1 EL GRABEN INTERANDINO CAUCA-PATIA - GICP.......................... 85 6.1.1 Formacion Chimborazo (TPc).......................................................... 88 6.1.1.1 Litología .............................................................................. 88 6.1.1.2 Edad .................................................................................... 89 6.1.2 Grupo Cauca..................................................................................... 89 6.1.2.1 Formación Guachinte (TOg) ............................................... 89 6.1.2.2 Formación Ferreira (TOf) ................................................... 90 6.1.3 Formación Vijes (TOv) .................................................................... 91 6.1.3.1 Litología .............................................................................. 91 6.1.3.2 Edad .................................................................................... 92 6.1.4 Grupo Valle ...................................................................................... 92 6.1.4.1 Formación Cinta de Piedra (TOcp) ..................................... 93 6.1.4.2 Formación La Paila (TMp) ................................................. 94 6.1.5 Formación La Pobreza (TMpo) ........................................................ 95 6.1.6 Sedimentacion terciaria en el Graben Interandino Cauca-Patia (GICP) - Discusion ...................................................... 95

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6.1.7 Depositos plio-pleistocenos del GICP ............................................. 96 6.1.7.1 Formación Vilela (Tpv)....................................................... 96 6.1.7.2 Formación Zarzal (Tpz) ...................................................... 96 6.1.7.3 Formación Armenia (TQa).................................................. 97 6.1.7.4 Formación Jamundí (TQj) .................................................. 97 6.2 LA LLANURA COSTERA DEL PACIFICO ............................................ 97 6.2.1 Formación Raposo (Tpr) .................................................................. 97 6.2.1.1 Litología .............................................................................. 98 6.2.1.2 Edad .................................................................................... 98 6.2.2 Formación Mayorquín (Tpm) .......................................................... 98 6.2.2.1 Litología .............................................................................. 98 6.2.2.2 Edad .................................................................................... 98 6.3 DEPOSITOS CUATERNARIOS ............................................................... 99 6.4 INTRUSIVOS TERCIARIOS .................................................................... 99 6.4.1. La Serie Porfirítica (Ta, Tda) ......................................................... 99 6.4.1.1 Edad .................................................................................. 100 6.4.2. Batolito de Anchicayá (Tta) ......................................................... 100 6.4.2.1 Edad .................................................................................. 100 6.4.3 Stock de Pance (Tgp, Tdip, Ttp, Tpop) .......................................... 101 6.4.3.1 Edad .................................................................................. 101 7. GEOLOGIA ESTRUCTURAL ....................................................................... 102 7.1 FALLAMIENTO ...................................................................................... 103 7.1.1 Sistema de fallamiento N20-30E ................................................... 103 7.1.2 Sistema de fallamiento N40-50W .................................................. 105 7.1.3 Sistema de fallamiento N60-70E ................................................... 106 7.2 PLEGAMIENTO ...................................................................................... 107 8. HISTORIA GEOLOGICA .............................................................................. 109 9. RECURSOS MINERALES ............................................................................. 114 9.1 DEPOSITOS FORMADOS DURANTE EL METAMORFISMO DE SECUENCIAS SEDIMENTARIAS SIALICAS Y ROCAS VOLCANO-SEDIMENTARIAS E IGNEAS MAFICAS ....................... 114 9.1.1 Grafito y talco ................................................................................ 115 9.1.2 Marmoles........................................................................................ 115 9.2 DEPOSITOS FORMADOS DURANTE LA GENERACION DE CORTEZA OCEANICA .................................................................... 115 9.2.1 Depósitos minerales generados por procesos hidrógenos e hidrotermales ................................................................................. 115 9.2.1.1 Mina de Cu Sabanablanca................................................. 116 9.2.2 Depósitos minerales generados por procesos que operan directamente en la dorsal ............................................................... 116


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9.3 DEPOSITOS MINERALES GENERADOS POR LA ACRECION DE «TERRENOS SOSPECHOSOS» ................................. 117 9.3.1 Minas de Magnesita de Bolívar y Ricaurte .................................... 117 9.4 DEPOSITOS FORMADOS DURANTE EL DESARROLLO DE ARCOS MAGMATICOS ASOCIADOS A MARGENES CONTINENTALES Y A PRISMAS ACRECIONARIOS ....................... 118 9.4.1 Oro .................................................................................................. 119 9.4.2 Feldespato ...................................................................................... 119 9.5 DEPOSITOS FORMADOS DURANTE EL RELLENO SEDIMENTARIO DE CUENCAS CONTINENTALES......................... 119 9.5.1 Carbón ............................................................................................ 120 9.5.2 Caliza.............................................................................................. 120 9.5.3 Diatomita ........................................................................................ 120 9.5.4 Placeres Auríferos .......................................................................... 121 9.5.5 Gravas para agregados ................................................................... 121 9.6 GENERACION DE DEPOSITOS SECUNDARIOS DE ALTERACION SUPERGENICA ...................................................... 121 9.6.1 Bauxita ........................................................................................... 121 9.6.2 Lateritas niquelíferas y ferralíticas ................................................. 121 9.6.3 Arcillas ........................................................................................... 121 9.7 MATERIALES DE CONSTRUCCION .......................................... ........122 9.7.1 Agregados pétreos .......................................................................... 122 9.7.2 Balasto ............................................................................................ 122 9.7.3 Ornamentales.................................................................................. 122 10. AMENAZAS GEOLOGICAS ....................................................................... 122 10.1 GEOMORFOLOGIA Y EROSION DE LA COSTA ............................. 127 10.2 AMENAZA SISMICA ........................................................................... 127 AGRADECIMIENTOS ........................................................................................ 128 REFERENCIAS ................................................................................................... 129

FIGURAS 1. Mapa índice de planchas geológicas del Departamento del Valle. .................. 11 2. Distribución de las provincias corticales propuestas para la descripción geológica del Departamento del Valle. ............................................................ 13 3. Modelo geofísico de la corteza terrestre para el Occidente Colombiano. ....... 15 4. Diagrama interpretativo del origen, distribución y posición tectónica de las rocas paleozoicas del Oriente Colombiano. ......................................... 22 5. Diagramas de elementos incompatibles de muestras representativas

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6. Diagrama ilustrativo de la evolución de la cuenca marginal del Complejo Quebradagrande. ....................................................................... 39 7. Composición de olivinos y piroxenos en las rocas del Complejo Ultramáfico de Bolívar. .................................................................. 46 8. Composición de plagioclasas en las rocas del Complejo Ultramáfico de Bolívar ................................................................................... 47 9. Campo composicional definido por piroxenos de las rocas volcánicas básicas de la PLOCO .................................................................... 58 10. Campo composicional definido por plagioclasas de las rocas volcánicas básicas de la PLOCO ........................................................... 58 11. Diagramas de variación multielemetal y de variación de tierras raras de rocas volcánicas de la PLOCO ............................................... 60 12. Edades radiométricas y paleontológicas reportadas para las rocas de la PLOCO en Colombia. ............................................................. 65 13. Diagrama esquemático que ilustra la evolución de la provincia litosférica Oceánica Cretácica Occidental - PLOCO y la generación del Complejo Estructural Dagua ............................................ 80

CUADROS 1. Síntesis de los principales minerales metamórficos del cinturón de esquistos paleozoicos de la Cordillera Central ........................................... 24 2. Distribución de las rocas metamórficas paleozoicas del Departamento del Valle en las series de facies de metamorfismo regional ............................ 24 3. Análisis representativos de elementos mayores y trazas de muestras de rocas volcánicas del Complejo Quebradagrande ........................................ 33 4. Correlación de las unidades propuestas para las secuencias volcano-sedimentarias cretácicas de la PLOCO ............................................ 42 5. Análisis de elementos mayores y trazas de basaltos de las formaciones Amaime y Volcánica .................................................................. 61 6. Análisis de tierras raras de basaltos de las formaciones Amaime y Volcánica 62 7. Sinopsis de la nomenclatura estratigráfica utilizada para las rocas terciarias del Graben Interandino Cauca-Patía -GICP. ................................... 87 8. Relación de amenazas geológicas que han afectado algunos municipios del departamento de Valle

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RESUMEN El departamento del Valle se encuentra al suroccidente de Colombia integrando la margen continental activa de Suramérica, en el sitio de interacción con la placas tectónicas Nazca y Caribe. Acá, la condición de margen activa ha sido una característica permanente y por tanto la corteza, está relacionada a varios eventos de subducciónacreción. El rasgo continental asociado es la cadena de los Andes, que ocurre dividida en tres cordilleras separada por valles intramontanos. El Departamento del Valle se extiende sobre las cordilleras Central, Occidental y el valle aluvial del río Cauca que las separa. Al occidente, entre la cordillera occidental y el Océano Pacífico, se extiende la Llanura Costera del Pacífico. Diferentes líneas de evidencia, sugieren la existencia en este sector, de dos provincias corticales: una oriental de afinidad continental y otra occidental oceánica, separadas por la Falla Cauca-Almaguer. La primera, el “Oriente Colombiano”, está constituido, a su vez, por dos cinturones de rocas metamórficas paleozoicas: uno oriental, compuesto de rocas meta-sedimentarias, el Complejo Cajamarca; y otro, occidental, el Complejo Arquía, constituido por rocas meta-ígneas de afinidad básica. Según la distribución y litología de estas unidades se ha interpretado, un evento paleozoico de acreción de un arco de islas -el Complejo Arquía- a la margen continental constituida en ese entonces por una fosa pericratónica donde se acumuló el Complejo Cajamarca. Este evento de acreción produjo metamorfismo barroviano de presión media. Por otra parte, al occidente, la Provincia Litosférica Oceánica Cretácica Occidental -PLOCO- consistente en: plutonitas ultramáficas y máficas, reconocidas como el Macizo Ofiolítico de Ginebra y el Complejo Ultramáfico de Bolívar, entre otros; una secuencia de basaltos afectada por silos y diques doleríticos, las formaciones Amaime y Volcánica; y otra sedimentaria suprayacente. Las características de estas rocas sugieren que la PLOCO se formó en un plateau oceánico y su similitud con el piso del mar Caribe, permite interpretar que hacia parte de este y fué acrecida a la margen continental de Suramerica, como consecuencia de un choque de placas. La acreción condujo a la desmembración de la secuencia y a la generación de milonitas cuyo grado depende de la competencia original de las distintas rocas. Esta deformación impide el reconocimiento de las secuencias sedimentarias originales, por lo que estas rocas se han agrupado como el Complejo Estructural Dagua. La acreción de materiales del plateau bloqueó la zona de subducción que saltó al occidente del complejo acrecionario y éste, debido al engrosamiento cortical producido durante su formación, sufrió levantamiento orogénico y erosión consecuente. La generación de una nueva zona de subducción favoreció tanto la iniciación de un ciclo magmátic o a profundidad, como el desarrollo de una cuenca de frente de arco. Los productos del primero están representados por El Batolito de Anchicayá y el Stock de Pance, de 20 Ma; mientras que los grupos Cauca, Valle y las formaciones Chimborazo y Vijes representan la acumulación en la cuenca, entre el Eoceno medio y el Mioceno medio, en ambientes que variaron de parálicos (con avances marinos someros) a continentales. La corteza terrestre, en esta región se vió afectada durante el Mioceno superior-Plioceno por la orogenia andina durante la cual se produjo fallamiento y plegamiento que varió de amplio al oriente a apretado hacia el occidente, y que contrasta con la deformación producida durante la imbricación del plateau, en la cual el plegamiento es isoclinal muy apretado y con desarollo de una foliación de plano axial S2. El levantamimento de las cordilleras promovió sedimentación sinorogénica en el valle del río Cauca y en la Llanura Costera del Pácifico donde se acumularon depósitos de proveniencia y extensión local. Las formaciones La Pobreza, Zarzal y Armenia son ejemplos de la acumulación en la primera, mientras que las formaciones Raposo y Mayorquín lo son de la segunda.

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1. INTRODUCCION La cartografía geológica sistemática del Departamento del Valle se inició en 1980 mediante un convenio de cooperación técnica entre INGEOMINAS y el Servicio Geológico Británico (British Geological Survey - BGS). Al término de este, en 1985, se publicaron 8 planchas geológicas (Figura 1) a escala 1:100.000: 243 (McCourt et al .,1985a), 261 (De Armas, 1985), 262 (McCourt, 1985), 278 (Aspden & Nivia, 1985), 279 (Aspden et al., 1985), 280 (McCourt et al.,1985b), 299 (Verdugo & Aspden, 1985) y 300 (McCourt & Verdugo, 1985). El mapa geológico generalizado del Departamento del Valle, a que corresponde esta memoria, es el resultado de la compilación a escala 1:250.000 de las planchas geológicas publicadas por INGEOMINAS a través de este convenio. Esta compilación incluye además información del trabajo de Barrero (1979) y de las planchas 223 (Parra et al., 1984), 224 (Caballero et al., 1984) y 242 (Nivia et al., 1997) así como del cuadrángulo N-6 (Orrego et al., 1976). La compilación y edición del mapa la realizó el Dr. William McCourt con la colaboración de los Drs. John Aspden, Jeffrey Auccot y los geólogos Alvaro Nivia y Miguel de Armas. En esta memoria se describen las rocas del Departamento del Valle, por provincias corticales, utilizando el modelo evolutivo descrito en el marco tectónico regional (Capítulo 3). No obstante, que para la margen continental pre-cretácica existen varios modelos de evolución por acreciones sucesivas (McCourt et al., 1984; Toussaint & Restrepo, 1989; 1993) se consideran solamente aquellas provincias corticales donde las recostrucciones de las placas

tectónicas se pueden interpretar con mayor certidumbre. En este sentido se describen las siguientes: (a) Margen continental activa precretácica referida en varios trabajos como el Oriente Colombiano, su evolución mesozoica y posible apertura durante el Cretácico inferior donde se genera el Complejo Quebradagrande (Nivia et al., en imprenta) (b) Provincia Litosférica Oceánica Cretácica Occidental -PLOCO- (Nivia et al., 1997) (c) Cuenca de frente de arco del Graben Interandino Cauca-Patía -GICP(Figura 2) (d) Evolución del magmatismo consecuente. Se incluyen además la descripción estructural de las rocas del departamento y una síntesis de su posible evolución geológica así como también capítulos referentes a su potencial minero y susceptibilidad ante las amenazas geológicas. En las descripciones se utiliza la nomenclatura tectono-estratigráfica (litodémica) de la Cordillera Central propuesta por los geólogos regionales del INGEOMINAS durante el I Simposio de Geología Regional - Cordillera Central, realizado a finales de 1988 (Maya & González, 1996). Para la Cordillera Occidental se utiliza también nomenclatura tectono-estratigráfica propuesta por Nivia et al . (1997). Es válido anotar que los apartes sobre las rocas paleozoicas del Oriente Colombiano son traducción y síntesis de McCourt (1984a, 1984b).

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I B E R C A R M A

P A N A M A O C I F I C A P . O

VENEZUELA

5o

RISARALDA X=1'040. 000 El Aguila

223

COLOMBIA

El Cairo Argelia

VALLE BRASIL

Cart ago Ulloa Alcalá

Toro

Versalles

ECUADOR

2 24

Ansermanuevo

Ob ando La Unión

El Dovi o

La Victoria

QUINDIO

Roldanillo

2 4 2 Bolívar

PERU

Sevilla Caicedonia Bugalagrande

Trujillo

CHOCO 2 60

259

261 Darie n

Buenaventura

279

Dagua

San Pedro

La Cumbre

Ginebra

281

El Cerrito

280 Pa lmira

Candel aria

CALI

299

X=880. 000

77 o

320 CAUCA

3 01

300

30

0

3 19

TOLIMA

Pradera Flori da

Jamu ndí

0 0 0 . 0 4 9 = Y

4o

Guacari Vijes

Yumbo

298

o 3

2 62

Tulua

Buga

Yotoco Restrepo

X=960.000

Andalucia

Riofrío

4o

O C I F I C A 2 7 8 P O N A E C O

243

Zar zal

0 0 0 . 0 6 0 ' 1 = Y

60km

ESCALA

76o

0 0 0 . 0 8 1 ' 1 = Y

X=800.000

Planchasgeoló gicas publicadas Trabajos en imprenta

Figura 1. Mapa índice de planchas geológicas del Departamento del Valle. Número de las planchas según nomenclatura del Instituto Geográfico Agustín Codazzi para mapas a escala 1:100.000.

3o

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2. LOCALIZACION, FISIOGRAFIA Y CLIMA El Departamento del Valle, situado entre El clima del departamento está las cordenadas geográficas 3 o05’ a 5o de condicionado por los rasgos fisiográficos latitud norte y 75 o45’ a 77o32’ de longitud principales mencionados y varía de oeste, tiene un área de 21.669 km 2 y hace acuerdo con las siguientes regiones parte de l denominado Sur occidente naturales: Colombiano (Figura 1). Los rasgos (a) En la región cordillerana se presentan fisiográficos principales de este último los pisos sub-andino (1.200 - 2.300 son las cordilleras Central y Occidental m.s.n.m), andino (2.300 - 3.500) y del Sistema Andino, separadas por la páramo (> 3.500). Tales pisos se depresión interandina de los ríos Cauca y correlacionan con un clima húmedo Patia, y la Llanura Costera del Pacífico (2.000 mm anuales de precipitación), que se extiende al occidente de la temperaturas templadas a frías Cordillera Occidental (Figura 2). Estos (18o - 22o y 14o - 18oC) con excepción rasgos definen, en el departamento del de los páramos que son un poco más Valle, dos grandes vertientes secos (1.500 mm al año) y de hidrográficas: la del Pacífico y la del temperatura fría (<14 oC) Caribe. A la primera dirigen sus aguas (b) La depresión interandina se conoce los rios Garrapatas, Calima, Dagua, por una vegetación propia del piso Anchicayá, Cajambre, Yurumanguí, sub-andino inferior y por el clima de Raposo y Naya. La segunda recoge los relativa sequía (1.200 mm al año) ríos del flanco oeste de la Cordillera asociada a una temperatura cálida Central (la Vieja, la Paila, Bugalagrande, (>24oC). Tulúa, Guadalajara, Amaime, Parraga y (c) La Llanura Costera del Pacífico Desbaratado) y los del flanco este de la caracterizada por su alta pluviosidad Cordillera Occidental (Pance y Claro). (6.000 a 10.000 m al año), su extremo Al Mar Caribe llegan a través del río calor (>28oC) y por estar cubierta por Cauca, integrante del sistema fluvial bosque húmedo tropical denso. Magdalena-Cauca el más grande e importante de la zona andina.

3. MARCO TECTONICO REGIONAL En términos de tectónica global el Nazca con verge con tra la Placa Departamento del Valle está localizado al Suramericana, a una velocidad de noroccidente de Suramérica, sobre los 8 cm/año, en sentido E-W, formando un Andes Septentrionales. Este es un sitio ángulo de 45 o con la dirección de la de interacción de tres placas tectónicas: Cordillera de los Andes y es subducida Suramericana, Nazca, y Caribe. La Placa bajo la Placa Suramericana en la Fosa

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5o

RISARALDA X=1'040. 000

2 24

223

Carta go

QUINDIO

La Unión

242 Roldanillo

243

Zar zal

Sevilla

CHOCO 2 60

Tulua

261

4o

X=960.000 r e u g a m l A 2 6 2 -

O C I F I C A 2 7 8 P O N A E C O

a c u a C

Buga Buenav entura

2 80

279

Palmira

281 a l l a F X=880. 000

CALI

TOLIMA 300

299

3 01

Jamundí

3o

0 0 0 0 . 0 4 9 = Y

319

320

77 o

CAUCA

0 0 0 . 0 6 0 ' 1 = Y

30

60km

ESCALA

76 o

Cordillera C ordilera Occidental Occidental

Valle Valle aaluvial luvial del Cauca delRío RíoCau ca

Graben Interandino GrabenInteran dino Cauca-Patía Cauca-Patía

0 0 0 . 0 8 1 ' 1 = Y

X=800.000

Leyenda Llanura Costera Llanura Costera del Pacífico del P acífico

4o

Cordillera Cordill era Central Central

Oriente Ori ente CColombiano olombiano

Provincia Litosférica Oceánica Cretácica Occidental Provincia Lit osférica Oceánica Cretácica Occidental«PLOCO» "PLOCO"

Figura 2. Distribución de las provincias corticales propuestas para la descripción geológica del Departamento del Valle. En el perfil se muestra la relación entre éstas y los principales rasgos fisiográficos. Los números entre óvalos corresponden a la nomenclatura de las planchas geológicas publicadas por INGEOMINAS (Figura 1).

3o

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Colombo-ecuatoriana (Meissnar et al., 1976). El ángulo de buzamiento calculado para la zona de Benioff es de 30o, presentándose el frente volcánico activo aproximadamente 150 km al oriente de la fosa y 150 km por encima de la zona de Benioff (Meissnar et al., 1976). Las reconstrucciones de las placas tectónicas realizadas con base en las distribución de las anomalías magnéticas (Pilger, 1983) indican que esta situación de placas tectónicas se ha mantenido constante desde la anomalía 7 (21 Ma) y que entre esta y la anomalía 21 (48 Ma) la placa oceánica se aproximó al continente en una dirección NE-SW y a una velocidad menor. Estas reconstrucciones del movimiento de las placas sugieren que antes de la anomalía 21, los deslizamientos laterales derechos jugaron un papel importante. Reconstrucciones realizadas con base en un marco de referencia establecido por la posición estática de los puntos calientes (Duncan & Hargraves, 1984) conducen a conclusiones similares e incluso a postular que en el intervalo 90-100 Ma la placa oceánica (Farallones) convergió en dirección NE contra la margen continental a velocidades tan altas como 12 cm/año. Esta aproximación oblicua, a velocidades inusualmente rápidas se reconoce como un factor importante durante la evolución mesozoica-cenozoica de los Andes Septentrionales (Meissnar et al., 1976; Feininger & Bristow, 1980; Pilger, 1983; Aspden, 1984). Hoy se considera que las rocas mesozoicas que forman la margen occidental de Colombia -la Provincia Litosférica Oceánica Cretácica Occidental, PLOCO- se generaron al SW


y debido al desplazamiento de la placa oceánica, se acrecieron al continente - el Oriente Colombiano- (Figura 2). Posteriormente, los bloques acrecidos fueron reorganizados por movimientos a lo largo de megafallas de deslizamiento de rumbo dextrales (Aspden, 1984). En términos generales el Oriente Colombiano es una provincia cortical constituida por rocas ígneas y metamórficas del Precámbrico y el Paleozoico intruidas por plutones granitoides mesozoicos. Por su parte, la PLOCO está constituida por rocas cretácicas, principalmente plutonitas y vulcánitas básicas y por sedimentitas de afinidad oceánica. El límite entre estas provincas es la falla Cauca-Almaguer (Maya & González, 1996; antigua Falla de Romeral sensu Case et al., 1971; McCourt, 1984a) que se encuentra a lo largo del flanco occidental de la Cordillera Central (Figura 2) y se puede trazar a través de Colombia y Ecuador (Meissnar et al., 1976; Duque-Caro, 1979; Feininger & Bristow, 1980). Los perfiles gravimétricos y sísmicos a través de los Andes indican que esta falla constituye un límite geofísico principal. Al oriente de esta, los valores de las anomalías gravimétricas, sobre la Cordillera Central, son negativos y alcanzan valores de -220 mgals (Case et al., 1973). Al occidente, por su parte, se observan anomalías positivas de Bouguer, con valores tan altos como +135 mgals (Case et al., 1971). Estos valores presentan un fuerte gradiente al llegar a la falla (Case et al., 1973). La distribución de estos valores de las anomalías gravimétricas y de los calculados para la velocidad de

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prop agación de las ondas sísmicas (Figura 3; Meissnar et al., 1976, Meyer et al., 1977; Ocola et al., 1977) sugieren que al oriente de la falla, la corteza presenta afinidad continental con el moho localizado a una profundidad de 40-50 km (Case et al., 1984); al occidente, la corteza consiste en materiales de alta densidad y velocidad, probablemente corteza oceánica (Case et al., 1971, 1973; Meissnar et al., 1976) con el moho localizado a una profundidad de 25 a 30 km (Case et al., 1984). Estos rasgos soportan la interpretación de la Falla Cauca-Almaguer como un límite entre dos prov incias corticales principales continental y oceánica (Figura 2).

La presencia de un cinturón discontinuo pero bien definido de esquistos azules, con edades radiométricas K/Ar de 125 Ma (Orrego et al., 1980b) y de lentes de eclogitas asociadas a rocas ultramáficas fuertemente tectonizadas, emplazadas tectónicamente dentro de la Cordillera Central a 15-20 km al oriente de la Falla Cauca-Almaguer (McCourt & Feininger, 1984; Orrego et al., 1980a) ha jugado un papel importante en la interpretación de la falla. Se considera que está representa la localización de una paleozona de subducción y por lo tanto la margen occidental del continente suramericano durante el Cretácico. Varias líneas de evidencia ( Cf: 5.6, 6.1.6) sugieren que a lo largo de esta margen continental se a r u t n e v a n e u B

o b m u Y

Llanura costera 0

Cordillera Occidental

Graben del Graben del Cauca Cau ca

Cordillera Central

0

110 0

110 0

220 0

20 20

30 30

330 0

440 0

40 40

550 0

50 50

660 0

660 0 [km ] 400 400

z[km] z[km]

LEYENDA

Densidad g/cm3

500 500

2.72.7 2.82.8 2.92.9

4.40 0 6.60 0 6.62 2 6.68 8

3.03.0 6.68 8 3.23.2 6.68 8 Discont. Mohorovicic Disc ontinde uidad de Mohorov icic 3.33.3

z[km] z[km]

Velocidad Km/s

1.03 1.03 2.32.3 2.52.5

600 600

8.80 0

Figura 3. Modelo geofísico de la corteza terrestre para el Occidente Colombiano, elaborado con base en información de sondeos de refracción sísmica profunda (valores de velocidad de las ondas sísmicas), combinada con otra información geofísica (gravimetría: valores de densidad) y geológica (Modificado de Meissnar et al ., 1976). El perfil original sigue la línea Malpelo- Buenaventura- Yumbo. La escala horizontal se refiere a la distancia medida a partir de la Isla de Malpelo.

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produjo, entre el Paleoceno superior y el Eoceno inferior, la acreción de la PLOCO. A partir de este momento la margen continental, constituida por las dos provincias suturadas i.e. , el Oriente Colombiano y la PLOCO (Nivia, 1993), evolucionó como una margen continental activa relacionada con una nueva zona de subducción que se generó al occidente y como consecuencia de la acreción. Los rasgos principales de esta nueva margen

continental son el establecimiento de un frente volcánico, activo hasta hoy, y la formación de una cuenca de frente de arco entre este último y el punto de inflexión de la pendiente de la fosa oceánica. Bajo este régimen, la corteza, sometida a varios pulsos orogénicos, ha sido intruida por plutones granitoides terciarios y presenta una cobertera de edificios volcánicos y depósitos volcanogénicos y sedimentarios.

4. EL ORIENTE COLOMBIANO En esta provincia cortical se incluyen rocas que en otros trabajos se han separado en los terrenos Cajamarca y Cauca-Romeral (Etayo et al., 1983), y también parte de los terrenos Andino Central o Tahami y Andino Occidental o Chibcha (Restrepo & Toussaint, 1988; Toussaint & Restrepo, 1993; Restrepo 1992). El límite occidental de la provincia se localiza en la Falla Cauca-Almaguer que separa una parte oriental de rocas metamórficas paleozoicas, de otra occidental de rocas que carecen de metamorfismo regional.

paleozoica (McCourt et al., 1984) y otras que indican que el Complejo Quebradagrande no presenta relación genética ( i.e. no es correlacionable) con las rocas que afloran al occidente de la Falla Cauca-Almaguer (Nivia et al., en imprenta) las cuales, de acuerdo con Toussaint & Restrepo (1993) forman la mayor parte del Terreno Calima.

En esta memoria se acepta la hipótesis de McCourt et al. ( 1984) y se incluye el Complejo Arquía como parte del Oriente Colombiano que se considera constituido por tres unidades metamorficas En el modelo evolutivo propuesto por principales: Un complejo de rocas Restrepo & Toussaint (1988) el límite precámbricas y dos de rocas paleozoicas, occidental, definido previamente, del Cajamarca y Arquía. Oriente Colombiano se presenta dentro Durante el Mesozoico, el Oriente del terreno Chibcha pues estos autores Colombiano se comportó, al parecer, consideran una edad cretácica para la como una margen continental activa. franja de rocas más occidental del Oriente Tanto los batolitos granitoides que Colombiano, que incluye los complejos intruyen el núcleo de rocas metamórficas, Arquía y Quebradagrande ( Cf: 4.2.2, como el Complejo Quebradagrande se 4.3.3.1). El tema es controversial; sin describen aquí como consecuencia del embargo, existen evidencias que sugieren magmatismo asociado a esta margen que el Complejo Arquía es de edad continental.


4.1 ROCAS PRECAMBRICAS (PEnd) Aunque en el Departamento del Valle no se presentan rocas precámbricas, se incluyen en esta descripción las rocas de esta edad que afloran en el Departamento del Tolima, en zona limítrofe con el Departamento del Valle, dada su importancia para la presentación del modelo evolutivo de la corteza. En las cercanías del río Amoyá, al Norte de la población de San José de las Hermosas, aflora una secuencia de neises y pelitas biotíticas, neises cuarzofeldespáticos, anfibolitas e intercalaciones delgadas y esporádicas de mármol. Tal secuencia que aflora constituyendo un techo pendiente sobre el Batolito de Ibagué, de edad jurásica, es correlacionable litológicamente con los neises del Grupo Davis expuestos más al sur (Murillo et al., 1982). Techos pendientes asociados al Batolito de Ibagué y de litologías similares se han cartografiado también como Neises y Anfibolitas de Tierradentro. Estos últimos se consideran de edad precámbrica de acuerdo con una datación radiométrica de 1.360 Ma (Vesga & Barrero, 1978). Es probable que estas secuencias representen fragmentos retrajados del Escudo Guayanés. 4.2 ROCAS PALEOZOICAS La mayor parte de la Cordillera Central en el Departamento del Valle está constituida por rocas metamórficas separables en dos unidades: el Complejo Cajamarca, que constituye las partes más altas de la cordillera y parte de su flaco occidental; y el Complejo Arquía expuesto sobre su flanco occidental. Esta

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separación constituye una división litológica y química principal; mientras que el Complejo Cajamarca consiste en rocas metasedimentarias cuarzosas y esquistos silíceos ricos en aluminio, el Complejo Arquía está compuesto por esquistos básicos y rocas metaígneas. Como rasgo general, las rocas metamórficas de estos complejos se presentan en escamas imbr icadas elongadas en sentido NNE-SSW; muestran foliación penetrativa bien definida, cuyo rumbo presenta una variación máxima de 15 o con respecto a una dirección principal N15 oE y ángulos de buzamiento altos, hacia el Este, que varían cerca de la vertical. Asociado a esquistosidades bien desarrolladas es común el clivaje de crenulación indicativa de deformación polifásica. Cuando se presentan pliegues menores normalmente tienen planos axiales verticales subparalelos a la esquistosidad, con terminaciones periclinales hacia el NNE o el SSO.

4.2.1 Complejo Cajamarca (Pzc) Aflora a lo largo del borde oriental del departamento en una franja de 150 km de largo, orientada NE-SO. Predominan dos tipos de esquistos de bajo grado intercalados con cuarcitas y localmente con mármoles: esquistos verdes y esquistos grafíticos o negros. 4.2.1.1 Litología y petrografía

Esquistos verdes . Estos esquistos cuarzosos y alúmínicos, constituyen la roca más abundante del Complejo Cajamarca. En afloramiento son verdes grisosos con lustre filítico sobre planos

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de esquistosidad. Se caracterizan por una composición mineralógica que varía dentro de límites menores. La paragénesis mineral básica consiste en clorita/actinolita, epidota, albita, sericita y cuarzo con cantidades variables de zoicita, calcita y zircón. En los afloramientos la estratificación sedimentaria original es paralela a subparalela con la foliación o esquistosidad. Esquistos grafíticos. Estas rocas se podrían describir como esquistos cuarzosericíticos aunque denominarlos grafíticos o “negros” se ajusta más a sus características de campo. Se trata de esquistos piritosos negros, finamente laminados; el espesor de las láminas individuales varía entre 3-5 mm, con típicas y abundantes venas/lentes de cuarzo paralelas a la esquistosidad. Debido la alta plasticidad de la roca, ésta se presenta generalmente replegada. Los minerales constituyentes, cuarzo y sericita, comprenden entre el 90 - 95% de la roca; grafito es un accesorio común presente como polvo fino distribuido a través de la roca. En cantidades variables menores incluyen también albita, clorita, epidota, apatito, zircón, rutilo, turmalina y pirita. Mármoles. En el límite suroriental del Departamento del Valle, al sur de la Falla de Miranda, afloran horizontes de mármol intercalados con esquistos calcáreos. Estos se presentan en un cinturón de 250 m de ancho que se extiende por 11 km aproximadamente. Los mármoles se encuentran confinados a dos horizontes principales de unos 10 m de espesor cada uno. Estas rocas son masivas aunque


localmente se presentan fuertemente fracturadas y su color varía de blanco a gris oscuro de acuerdo con su contenido de impurezas. En sección delgada se observa que están compuestos casi exclusivamente de calcita y cantidades menores de clorita con registros de pirita como accesorios además de “polvo” microcristalino intergranular. De acuerdo con la mineralogía y el grado metamórfico de los esquistos intercalados —constituidos esencialmente por albita, sericita, clorita, calcita y cuarzo en proporciones variables y porfidoblastos adicionales de tremolita-actinolita— se considera que los mármoles hacen parte del Complejo Cajamarca. Nelson (1957) describe mármoles como parte del “Grupo Cajamarca” en el Tolima, cerca al contacto Oriental con el Batolito de Ibagué; situación tectónica similar a la de los mármoles del área de Miranda. Sin embargo, los mármoles podrían también hacer parte de los Esquistos de Bugalagrande. 4.2.1.2 Origen

Los esquistos del Complejo Cajamarca, aunque descritos como unidades homogéneas separadas, se encuentran intercalados en el campo a escala regional y de afloramiento. Espesos intervalos litológicos presenten ‘dominio’ de un tipo particular de esquisto que puede alcanzar el 80% del afloramiento. Sin embargo, es posible, dentro de los límites cartografiables, encontrar intercalaciones de un tipo de esquistos cuando se describe un intervalo principal del otro tipo. Esta situación conduce a la postulación de un origen sedimentario para el Complejo Cajamarca.


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Los esquistos grafíticos se produjeron acumulación volcanoclástica. Sin prob ablemente por metamorfismo embargo, se debe enfatizar que los regional de sedimentos arcillosos esquistos verdes son unidades pelíticos, tales como lodolitas y shales. heterogéneas, partes de las cuales son Evidencias del origen sedimentario se claramente más clásticas y silíceas que pueden ver, tanto en afloramiento como otras y contienen cantidades menores de en sección delgada, donde las texturas actinolita-clorita. Tales sedimentos clásticas son obvias. McCourt (1984b) podrían ser producto de meteorización y describe en secciones delgadas de estas subsecuente fraccionamiento rocas, laminaciones a pequeña escala y sedimentario-químico, de un área fuente granos detríticos (zircón y turmalina) que rica en aluminosilicatos tales como considera representan respectivamente silimanita, granate, etc. Una fuente obvia variaciones sedimentarias originales y una es el escudo de rocas precámbricas ( Cf: fuente de aporte continental. De acuerdo Kroonenberg, 1982). con Restrepo-Pace (1992) las Como es obvio, los mármoles representan características geoquímicas de los metacalizas y de acuerdo con su esquistos grafíticos constituyen mineralogía, calizas relativamente puras. evidencias adicionales en favor de esta Es posible que representen calizas fuente de origen. pelágicas originales y/o bioher mas, El origen de los esquistos verdes, aunque no se han encontrado evidencias particularmente de aquellos que contienen fósiles. cantidades apreciables de actinolita, es El Complejo Cajamarca se interpreta menos obvio. La abundancia de actinolita entonces, en términos globales, como una -indicativa de una composición básica asociación originalmente volcanoglobal- y los contenidos relativamente sedimentaria, en la cual predominaban las bajos de sílice y altos de calcio y magnesio rocas sedimentarias depositadas bajo sugieren metamorfismo de materiales condiciones geosinclinales, más volcánicos. La influencia volcánica está probablemente en una fosa pericratónica soportada también por la presencia de limitada por fallas (McCourt & Aspden, grafito y pirita en los esquistos 1983). El componente volcano-clástico cuarzo-sericíticos y sugiere también sugiere la influencia de una fuente cercana acumulación bajo condiciones reductoras. de aporte volcánico, que podría Por su parte, los resultados de los análisis corresponder al Complejo Arquía, que químicos para elementos mayores, trazas según McCourt et al. ( 1984) representa y lantánidos de algunas muestras de el remanente de un arco volcánico. esquistos verdes sugieren proveniencia de un arco de islas intra-oceánico (Restrepo- 4.2.1.3 Correlaciones Pace, 1992). Así, las transiciones e El Complejo Cajamarca se correlaciona intercalaciones observadas en el campo aquí con la parte oriental del Grupo entre los esquistos verdes y los esquistos Cajamarca definido por Nelson (1957) grafíticos podrían ser el resultado de entre Ibagué y Armenia. En detalle se

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correlaciona con las rocas metamórficas de bajo grado de las regiones altas de la cordillera entre Ibagué y La Línea, al Oriente de la Falla Campanario. Regionalmente se correlaciona con los grupos Ayurá-Montebello (Botero,1963), Valdivia (Hall et al., 1972) y Barragán (Hubach & Alvarado, 1934).

4.2.2 Complejo Arquía En la cartografia geológica del Valle del Cauca (McCourt, 1985; McCourt et al., 1985a, 1985b; McCourt & Verdugo, 1985; De Armas, 1985) se han diferenciado en el Complejo Arquía tres unidades litológicas: Esquistos Básicos de Bugalagrande, Anfibolitas de Rosario y Metagabroides de Bolo Azul 4.2.2.1 Esquistos Básicos de Bugalagrande (Pzb)

Forman la mayor parte del flanco occidental de la Cordillera Central y se presentan limitados al Oeste por la Falla Cauca-Almaguer que los pone en contacto con las vulcanitas de la Formación Amaime. Pzb consiste en esquistos anfibólico-cloríticos y esquistos grafíticos (“negros”) con cantidades subordinadas de esquistos micáceos, cuarcitas y samitas. Los diferentes tipos de esquistos están íntimamente mezclados a través de la unidad aunque alguno predomina localmente; la cartografía detallada muestra que de anfibólico-cloríticos pasan gradualmente a grafíticos que en sI mismos varían entre ricos en grafito y cuarzo-sericíticos casi idénticos a los del Complejo Cajamarca. En sección delgada estos cambios están marcados por la adición de grafito, cuarzo y sericita a expensas de anfíbol, clorita, epidota y


Litología y Petrografía Esquistos anfibólico-cloríticos . Son esquistos básicos de color verde grisáceo a oscuro, según su contenido en anfíboles. En sección delgada muestran bandas alternantes de anfíbol y/o clorita que alcanzan hasta el 40% de la roca - separadas por albita, epidota/zoicita y cantidades menores de cuarzo. El anfíbol es actinolita, sin embargo, en algunas muestras se registró hornblenda. La clorita primaria está subordinada al anfíbol; en muestras procedentes de zonas de contacto y/o zonas de falla es ubicua la clorita secundaria a partir de anfíboles. La plagioclasa es albita no maclada. Accesorios comunes son apatito, magnetita, esfena, pirita y menos frecuente biotita. Esquistos grafíticos . Lo mismo que los del Complejo Cajamarca, son esencialmente cuarzo-sericíticos pero son más ricos en grafito y pirita. Las venas de cuarzo son ubicuas y están generalmente budinadas paralelamente a la esquistosidad principal. Presentan mayor plegamiento que los verdes como reflejo del carácter “plástico” que les confiere su alto contenido de grafito. Esquistos Micáceos . Intercalados localmente con los esquistos anfibólicocloríticos, cerca a la zona de mármoles de Miranda, se presentan esquistos cuarzo-sericítico-cloríticos que son muy similares a los esquistos verdes alumínicos del Complejo de Cajamarca pero se distinguen en sección delgada por su bajo contenido de cuarzo y sus mayores contenidos de clorita y sericita. McCourt (1984a) propone que estos esquistos micáceos son resultado de metamorfismo


retrogrado, de los esquistos anfibólicocloríticos, a lo largo de fallas locales o zonas de cizallamiento. Cuarcitas y samitas. En algunas secciones son relativamente comunes las rocas meta-arenáceas; el principal ejemplo es una cuarcita azul grisosa fino-laminada intercalada con los esquistos grafíticos expuesta a lo largo del Río Bugalagrande aguas abajo de Alegrías ( Cf: Nelson, 1957). 4.2.2.2 Anfibolitas de Rosario (Pzr)

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embargo, presentan una diferencia importante: hornblenda es el anfíbol y no actinolita. Las unidades de esquistos son, sin excepción, delgadas y muy locales y es probable que representen anfibolitas fuertemente cizalladas. Menos frecuente y asociados siempre a fallas principales se observan dentro de las Anfibolitas de Rosario, en el extremo norte de su área de afloramiento, lentejones de rocas ultrabásicas cizalladas. A causa de la deformación es imposible reconocer en estos los episodios de metamorfismo regional responsables de la producción de anfibolitas. McCourt (1984a) sugiere que se trata de escamas imbricadas de rocas más jóvenes, emplazadas tectónicamente.

Los afloramientos de esta unidad metaígnea están íntimamente relacionados, aunque siempre con contactos fallados, con los Esquistos Básicos de Bugalagrande. Litología y petrografía. La unidad esta 4.2.2.3 Metagabroides de Bolo Azul compuesta de anfibolitas con (Pzba) intercalaciones menores de esquistos anfibólicos y con menos frecuecia Los meta-gabros/dioritas, pegmatitas pequeños cuerpos ultrabásicos. Las hornbléndicas, neises hornbléndicos y anfibolitas son de color verde oscuro anfibolitas que constituyen esta unidad a negro, localmente moteadas con son estructuralmente la extensión sur de pequeños granates rosados, masivas las Anfibolitas de Rosario aunque su aunque con una marcada esquistosidad contacto es siempre a través de fallas penetrativa y fuertemente diaclasadas. principales. Estas rocas afloran en un Mineralógicamente contienen plagioclasa cinturón angosto pero bien definido que --generalmente albita y menos frecuente varía entre 1-2 km de ancho y se extiende oligoclasa-- y hornblenda-edenita con por unos 55-60 km cantidades variables de almandino, cuarzo Litología y Petrografía. La característica y epidota. Accesorios comunes son rutilo, principal de los Metagabroides de Bolo esfena, óxidos de hierro y más raramente Azul es su heterogeneidad textural tanto apatito, con clorita secundaria en afloramiento como a escala regional. desarrollada a partir de anfíbol. Las unidades de grano más fino están más Hornblenda y plagioclasa constituyen más deformadas y con una foliación muy del 85% de la roca. Por su parte, los fuerte paralela a la esquistosidad regional. esquistos anfibólicos son idénticos en Los Metagabroides de Bolo Azul poseen afloramiento a los Esquistos Básicos de el mismo metamorfismo que las Bugalagrande; en sección delgada, sin Anfibolitas de Rosario. En sección

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delgada consisten en hornblenda y plagioclasa (albita-ol igo clasa) con cantidades menores de epidota, clorita, esfena, calcita y cuarzo. La mayoría presentan textura ígnea con reliquias de plagioclasas zonadas. 4.2.2.4 Origen

McCourt & Aspden (1983) y McCourt et al. ( 1 984) proponen un modelo petrogenético que considera las diferentes unidades que componen el Complejo Arquía relacionadas a un arco de islas oceánico acrecido al borde continental de Suramérica (Figura 4). Los Esquistos Básicos de Bugalagrande representan una secuencia volcano-sedimentaria metamorfoseada. La abundancia de esquistos ricos en anfíbol en asociación con esquistos grafíticos ricos en pirita y

anfibolitas sugieren el predominio de la actividad volcánica sobre la sedimentaria. La mineralogía, composición y aspecto general en el campo de los “esquistos verdes” de Bugalagrande permiten interpretarlos como lavas metamorfoseadas de composición basáltica. Sin embargo, hay grandes porciones de esta unidad donde no se han reconocido reliquias de texturas ígneas y en las cuales los efectos del metamorfismo y posterior fallamiento (múltiple) no permiten establecer un origen definitivo. Los esquistos “negros” grafíticos probablemente tengan dos orígenes: algunos son claramente metasedimentarios producidos por el metamorfismo de sedimentos arcillosos; las unidades grafíticas, particularmente aquellas íntimamente asociadas con los

COMPLEJO ARQUIA COMPLEJO Rosario CAJAMARCA Bugalagrande Bolo Azul Bugalagrande MARGEN FRENTE RETROARCO ARCO CONTINENTAL DE ARCO Aporte de Desarrollo restrindetritos gido de carbonatos pobres ( Miranda) e.g. en cuarzo Lentes de shale carbonaceo/piríticos Sedimentos oceánicos Corteza oceánica

Sedimentos de origen continental ricos en cuarzo

Escudo Precámbrico

C o r t Intrusivos de e z a o Bolo Azul c e á n i c a s u b d u c e n t e

Figura 4. Diagrama interpretativo del origen, distribución y posición tectónica de las rocas paleozoicas del Oriente Colombiano (Según McCourt et al ., 1984).

Manto


esquistos anfibólicos pueden ser total o parcialment e de or igen volcáni co (tobáceo), posiblemente asociadas con la actividad de fumarolas (McCourt, 1984a). Las Anfibolitas de Rosario y los Metagabroides de Bolo Azul representan el complejo volcánico-plutónico del arco. Las primeras son metaígneas que prob ablemente representen lavas basálticas, mientras que los Metagabroides de Bolo Azul claramente representen una serie metaígnea compuesta, dominada por rocas plutónicas básicas. La asociación estructural, química, metamórfica y de campo de ambas unidades sugiere la existencia de una relación cogenética. En términos generales, el modelo presentado (McCourt & Aspden, 1983; McCourt et al., 1984) considera que los Esquistos Básicos de Bugalagrande corresponden a una secuencia eugeosinclinal metamorfoseada de origen ensimático depositada en la fosa, frente de arco y retroarco; las Anfibolitas de Rosario representan la pila volcánica del arco asociado y los metagabroides los correspondientes niveles plutónicos, cumulíticos, más profundos. 4.2.2.5 Correlaciones

Los Esquistos Básicos de Bugalagrande fueron definidos originalmente por McCourt (1984b) como el Grupo Bugalagrande. Según su litología se pueden comparar, en parte, con los “esquistos occidentales” del Grupo Cajamarca descritos por Nelson (1957) en el área de Bugalagrande-Alegrías. Igualmente presenta similitudes litológicas con los Esquistos de Lisboa-

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Palestina de Mosquera (1978), la unidad meta-sedimentaria del Grupo AyuráMontebello de Botero (1963), el Grupo Valdivia de Hall et al. ( 1 972), los esquistos paleozoicos descritos por González (1980a) en el área de SonsónSalamina en Antioquia y Caldas, y en parte, con los Esquistos de La Mina de Orrego et al. ( 1980a). Las Anfibolitas de Rosario se correlacionan en parte con el Complejo Río Rosario de Esquivel et al. ( 1981), con las anfibolitas descritas en el área de Sonsón-Salamina por González (1980a), parcialmente con el Grupo Arquía (Toussaint & Restrepo, 1974) y con las Anfibolitas de San Antonio de Orrego et al. ( 1980a). La unidad de Bolo Azul fue definida por Grotjohann & McCourt (1981). Se puede correlacionar con los Metabásicos de Paíspamba (Orrego et al., 1980a), en parte con el Complejo Río Rosario de Esquivel et al. ( 1 981), con los metagabros y anfibolitas que forman la base estructural del Grupo Ayurá-Montebello de Botero (1963) y con las “anfibolitas bandeadas néisicas” paleozoicas descritas por González (1980a) en el área de La CejaLa Unión (Cf: sección 1.2.4.). 4.2.3 Metamorfismo Los estudios petrográficos indican que las rocas metamórficas de los complejos Cajamarca y Arquía han sufrido un evento único de metamorfismo regional progrado. McCourt (1984a, b) concluye que todas las unidades principales de roca sufrieron metamorfismo bajo condiciones de presión media, es decir, metamorfismo

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barroviano, con varios eventos dinámicos albita(epidota)-clorita de la facies esquisto subsecuentes sobreimpuestos y verde. La presencia de albita-sericita metamorfismo de contacto local. prógrada, cuarzo y el par albita-epidota, unidos a la ausencia de biotita, en el grado 4.2.3.1 Metamorfismo Regional mínimo de metamorfismo, indican Los principales minerales metamórficos pertenencia de las rocas de este complejo de los complejos paleozoicos y su a la serie de facies barroviana ( Cf: distribución en las series de facies de Winkler, 1967). Este hecho lo confirma metamorfismo se sintetizan en los cuadros la presencia de cloritoide en los esquistos 1 y 2. El Complejo Cajamarca comprende grafíticos del Pzc. Los esquistos de rocas metamórficas de bajo grado, Bugalagrande presentan similar grado pertenecientes a la subfacies cuarzo- metamórfico, son tipo barroviano y CINTURON NORTE + SERIE DE FACIES ABUKUMA Facies

Esquisto Verde

CINTURÓN SUR * SERIE DE FACIES BARROVIANO

Anfibolita

Esquisto Verde

Anfibolita

Litología Pelitas

qtz-musc-biot-alb +chl+olig-spees+and

A.2.1 qtz-biot-musc plag-cord+and+st

Esquistos básicos

actn-alb-biot-ep qtz+musc+olig

hbl-plag-biot +qtz

Rocas metaígneas

actn-alb-ep-hbl olig+biot+qtz+spees

hbl-plag-ep+qtz

hbl-plag-qtzcpx

alb-ep-actn calc-qtz (1)

Cuarcitas y rocas qtz-biot-alb-musc cuarzofeldespáticas chl+ep+olig

qtz-biot-plagand+st+kfs

qtz-plag-sill biot+cord

qtz-alb-epmusc-chl

Rocas calcáreas

carb-cpx+qtz +ep+kfs

calc-qtz-musc +chl+tr

A.2.2 qtz-plag-biot cord+sill

B.1.1 qtz-alb-ep-musc chl (1-2)

B.1.2 musc-qtz-chl +biot +ep (2)

actn+chl-qtz ep (1,2)

actn-chl-ep alb-qtz (2)

B.1.3

hbl+alm-alb ep+qtz (3-4)

B.2.1

hbl+alm-ep qtz+olig (3)

qtz-alb-ep chi-biot (2)

qtz-calc-ep +musc (1-2)

Cuadro 1. Síntesis de los principales minerales metamórficos del cinturón de esquistos paleozoicos de la Cordillera Central. + Feininger (1972), *McCourt et al . (1984). Números entre parentesis: 1, Complejo Cajamarca; 2 Esquistos Básicos de Bugalagrande; 3, Anfibolitas de Rosario; 4, Metagabroides de Bolo Azul. Abreviaciones minerales: actn = actinolita; alb = albita; alm = almandino; and = andalusita ; biot = biotita; calc = calcita; cpx = clinopiroxeno; chl = clorita; cord = cordierita; ep = epidota; spees = espesartita; st = estaurolita; hbl = hornblenda; kfs = K-feldespato; musc = muscovita; olig = oligoclasa; plag = plagioclasa; qtz = cuarzo; sill = silimanita; tr = tremolita. SERIE DE FACIES

BARROVIANA - PRESION MEDIA

Facies

Esquisto verde B.1.1

B.1.2

Anfibolita B.1.3

B.2.1

B.2.2

COMPLEJO CAJAMARCA COMPLEJO ARQUIA

Esquistos Básicos de Bugalagrande Metagabroides de Bolo Azul

?

Anfibolitas de Rosario

Cuadro 2. Distribución de las rocas metamórficas paleozoicas del Departamento del Valle en las series de facies de metamorfismo regional de acuerdo con la mineralogía indicada en el Cuadro 1. Modificado de McCourt (1984) y McCourt et al . (1984).


pertenecen a la subfacies de clorita y biotita. La presencia de anfíbol, la ausencia de gránate y la composición albítica de la plagioclasa son la claves mineralógicas para determinar el grado de metamorfismo de la serie. Las rocas metaígneas de Rosario y Bolo Azul tienen mayor grado metamórfico que los esquistos. Las Anfibolitas de Rosario contienen almandino y abundante hornblenda. Almandino es característico del metamorfismo de tipo barroviano y su presencia junto con albita, coloca las rocas en la subfacies de temperatura más alta de la facies esquisto verde, es decir, la subfacies almandino de Turner & Verhoogen (1960). Aunque la plagioclasa de las Anfibolitas de Rosario es albita en la mayoría de las secciones delgadas examinadas, se observa también oligoclasa que extiende el grado metamórfico a la parte de menor temperatura de las facies anfibolita (Winkler, 1967). El grado de metamorfismo de los Metagabroides de Bolo Azul es más difícil de establecer ya que contienen abundante hornblenda y plagioclasa de composición albita-oligoclasa. Tal paragénesis implica un grado metamórfico similar al de las Anfibolitas de Rosario. Los metagabros carecen, sin embargo, de granates lo cual sugiere condiciones de metamorfismo en la parte media inferior de las facies esquisto verde, por debajo de la isógrada del granate. Estas condiciones son inconsistentes con la composición de la plagioclasa y la abun dancia de hornblenda, ya que bajo condiciones de metamorfismo bajo-medio en las facies esquisto verde el anfíbol es actinolita

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(Winkler, 1967). Sin embargo, la ausencia de granate puede ser consecuencia de una composición química global inapropiada, ya que generalmente las anfibolitas requieren una relación Fe/Mg relativamente alta que permita su ocurrencia. 4.2.3.2 Metamorfismo Retrógrado

Una gran proporción de rocas metamórficas, particularmente de más alto grado, han sufrido metamorfismo retrógrado parcial. Sus efectos principales son sericitización de las plagioclasas, cloritización de los anfíboles y crecimiento de sericita secundaria a lo largo de las microfracturas en la matriz. Estos efectos son más evidentes cerca a los contactos de las fallas principales y se pueden interpretar como el resultado del movimiento de fluídos postmetamórficos. 4.2.3.3 Metamorfismo Dinámico

Un rasgo característico de las rocas metamórficas es la evidencia de movimientos múltiples y resurgentes a lo largo de las fallas principales. Tanto en afloramiento como en sección delgada es posible observar brechamiento local y cataclasis, granulación y recristalización, plegamiento de micas y anfíboles, deformación de las maclas de las plagioclasas, extinción ondulatoria y crecimiento de minerales secundarios a lo largo de microcizallamientos. Es imposible establecer, sin embargo, si se trata del resultado de un evento de metamorfismo dinámico único o de varios episodios. Es claro, sin embargo, que los movimientos principales fueron posterior es al evento principal de metamorfismo regional.

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En favor de esta hipótesis Restrepo-Pace 40 39 Las unidades metamórficas están intruidas (1995) reporta edades integradas Ar/ Ar por los batolitos de Santa Bárbara e Ibagué de 80.2+1.7 y 82+4 Ma (plateau de y muestran los efectos locales de 83.8+1.3 Ma e isocrona de 85+1 Ma) para metamorfismo de contacto. Estos no se dos neises horbléndicos de las Anfibolitas han estudiado pero las evidencias de Rosario. Sin embargo, la presencia de disponibles indican que fueron muy granitoides triásicos como el Stock de localizados y de bajo grado, produciendo Amagá (Cf: Restrepo et al., 1991) y el limitada cornubianitización en techos Batolito de Santa Bárbara (McCourt et al., pendientes de esquistos del Complejo 1984) intruyendo esquistos localizados al Cajamarca y crecimiento esporádico de occidente de la Falla Silvia-Pijao (Mejía biotita en los Es quistos Básicos de et al., 1983a; McCourt & Verdugo, 1985) favorecen los argumentos en favor de una Bugalagrande. edad paleozoica para las rocas del 4.2.3.5 Edad del Metamorfismo Complejo Arquía. Por otra parte, las Todas las evidencias de campo del relaciones transversales entre las rocas de metamorfismo de contacto tales como esta complejo y las mesozoicas del diques y venas, xenolitos, etc., indican que Oriente Colombiano sugieren también los batolitos de Santa Bárbara e Ibagué que el metamorfismo regional es pre posdatan el metamorfismo regional. cretácico: Dataciones radiométricas realizadas en (a) El Complejo Quebradagrande del Cretácico inferior (4.3.3.1), que minerales (K/Ar) en varias localidades del aflora limitado, aunque con contactos Batolito de Ibagué han dado una edad tectónicos por los complejos media de 146+3 Ma, considerada como Cajamarca y Arquía, carece de mínima para la intrusión del batolito metamorfismo regional; (Vesga & Barrero, 1978; Brook, 1984). Una isocrona Rb/Sr de 17 puntos en roca (b) González (1976) reporta, al noreste de Manizales, sedimentitas sin total del Batolito de Santa Bárbara dió una metamorfismo que suprayacen edad de 211+51 Ma que se cree representa inconformemente a los esquisto la de la intrusión (McCourt et al., 1984). metamórficos. Estas sedimentitas Edades similares (K/Ar) que varían entre que son fosilíferas se correlacionan 350-200 Ma se han obtenido para varios con la Formación Valle Alto que de intrusivos post-metamórficos en la acuerdo con Etayo (1985) es del Cordillera Central (Alvarez, 1983; Cretácico inferior; Restrepo et al., 1989, 1991). No obstante algunos autores (Radelli, (c) En el flanco oriental de la Cordillera Central se han reportado, en 1967; Butterlin, 1972; Estrada, 1977; conglomerados de la Formación Restrepo & Toussaint, 1975) sugieren que Luisa (Sic. Pre-Payandé) del Triásico al menos en parte el metamorfismo en las medio (Alvarez, 1983), clastos rocas del cinturon occidental ( i.e. el metamórficos afines a los complejos Complejo Arquía) es de edad mesozoica. 4.2.3.4 Metamorfismo de Contacto


de la parte alta de la cordillera. (e) El reporte, al occidente de la Falla Silvia-Pijao ( i.e. en la misma posición tectónica del Complejo Arquía), de rocas paleozoicas como el Neis de Chinchiná (González, en imprenta; Mosquera, 1978) y las denominadas en la cartografía Pbsd (Calle et al., 1980; Mejía et al., 1983a; Mejía et al., 1983b) —pos datadas por el Stoc k de Amagá— constituye un argumento adicional en favor de una edad paleozoica para las rocas de Arquía. Las edades radiométricas disponibles de las series metamórficas de la Cordillera Central varían entre 55 y 345 Ma clasificadas en tres grupos diferentes: 5575 Ma; 105-125 Ma; 270-345 Ma (McCourt et al., 1984, Tabla 3). Se interpreta que las más antiguas representan edades mínimas para el evento de metamorfismo regional, que adicionalmente a las evidencias mencionadas anteriormente, implican una edad mínima paleozoica superior, pre pérmica. En este sentido, Restrepo-Pace (1992) cree que la presencia en el Oriente Colombiano de graptolites ordovícicos en las localidades de La Cristalina y El Higado (Mojica et al., 1989) favorecen para este, una edad paleozoica inferior. Feininger et al. ( 1972), Barrero et al. ( 1969), Hall et al . (1972) e Irving (1975) han sugerido una edad paleozoica superior para el segmento norte de la Cordillera Central. McCourt et al. ( 1984) proponen una edad devónica para el metamorfismo regional principal, considerando las edades más jóvenes como episodios posteriores de metamorfismo regional

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tectónico-dinámicotérmico. En conclusión, aunque una edad, probablemente paleozoica superior, para el metamorfismo regional parece ser la más acertada, no se puede descartar la posibilidad de que el metamorfismo tenga una edad paleozoica inferior (cámbrica?, Cf: Megard et al., 1971). 4.2.3.6 Discusión

Las evidencias presentadas indican un episodio principal de metamorfismo regional de tipo barroviano en el Paleozoico (superior). Aunque tal evento está cronológicamente de acuerdo con las conclusiones de varios investigadores en otras partes de la Cordillera Central, difiere con respecto al tipo de metamorfismo. Feininger et al. ( 1972), Hall et al. ( 1972) y González (1980a), concluyeron que en Antioquia y Caldas el evento establecido fue de baja presión, tipo abukuma. Este metamorfismo está confirmado en las rocas de esta zona, esencialmente las situadas al N y NE de Manizales, porque contienen cordierita, andalusita y biotita que significativamente, se presentan con sericita en la parte de menor temperatura de la facies esquisto verde; el granate es muy escaso y en los casos en que se presenta es espesartina. El cambio en el tipo de metamorfismo regional a lo largo del cinturón de esquistos se puede explicar considerando que éste representa los remanentes de un cinturón metamórfico pareado (McCourt, 1984b). Miyashiro (1981) relaciona la formación de estos cinturones con ambientes de zona subducción, donde la tasa de subducción de la placa oceánica controla el gradiente geotérmico que se refleja en el tipo de

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cinturón pareado producido. Por ejemplo, los cinturones pareados modernos producidos por una subducción rápida son del tipo alta presión/baja presión. En el Paleozoico, una tasa de subducción relativamente más lenta, podría resultar en un cinturón pareado de media presión/baja presión con el cinturón de mayor presión localizado en el lado oceánico tal como se observa en la distribución actual de la Cordillera Central. Aceptando la hipótesis anterior, McCourt (1984a, b) propone un modelo tectónico relacionado a una zona de subducción que podría explicar la polaridad geoquímica del cinturón de esquistos paleozoicos, divisibles en una secuencia occidental oceánica (básica, Ca-Mg) y una secuencia oriental continental (silícica, Al). Las unidades meta-ígneas en el contexto del modelo se interpretan como representantes de los remanentes de un arco de islas oceánico. Asociado a la emergencia de este arco se depositaron sedimentos ricos en volcánicos (esquistos de Bugalagrande, Grupo Valdivia, etc.) en las zonas de frente de arco, fosa y retroarco. Al mismo tiempo se acumulaban sedimentos cuarzo-alumínosos (Complejo Cajamarca) a lo largo del borde continental. La ausencia de materiales síalicos precámbricos al occidente del cinturón de esquistos paleozoicos sugiere que la zona de subducción fue principalmente ensimática. Este modelo se complica, cuando se considera el grado metamórfico de las diferentes unidades. La secuencia oceánica occidental pertenece esencialmente a la facies esquisto verde


y se extiende localmente a la facies anfibolita baja. Similarmente, los metasedimentos del Complejo Cajamarca se formaron bajo condiciones de facies de esquistos verdes. Sin embargo, dentro del segmento norte de la Cordillera, expuestos inmediatamente al oeste de la Falla Otú, existen neises de alto grado y migmatitas de la facies anfibolita alta ( Cf: Feininger et al., 1972: Alvarez, 1983); Feininger et al. ( 1972) han indicado que estos neises cuarzo-feldespáticos y alumínicos son equivalentes de alto grado de los esquistos sericíticos de la misma área, pudiéndose entonces correlacionar directamente con los esquistos del Complejo Cajamarca. Es posible explicar, por lo tanto, estas áreas migmatíticas como partes del cinturón de esquistos que presentan un mayor grado (más profundo). Otra posibilidad es que representen remanentes de rocas precámbricas (Cf: Kassem et al., 1979) aunque en los sitios donde se encuentran bien expuestas, las rocas precámbricas muestran generalmente un mayor grado de metamorfismo alcanzando la facies granulita (Kroonemberg, 1980, 1982; Alvarez 1983). McCourt (1984a) propone que la mayoría de las rocas metamórficas de la Cordillera Central en Colombia son coevas y representan una secuencia formada por una unidad oceánica occidental y una unidad continental oriental, sobre las cuales fue sobreimpuesto un evento único de metamorfismo regional prógrado que condujo a la formación de un cinturón pareado de tipo presión media (barroviano)/presión baja (abukuma). Las dificultades de este modelo resultan del hecho de que las variables metamórficas


-temperatura y presión- no solo fueron sobreimpuestas sobre las dos unidades tectónicas lito-geoquímicas originales, sino que también las cruzaron. Por lo tanto se produjeron rocas metamórficas de ambos tipos de metamorfismo barroviano y abukuma con afinidades tanto oceánica como continental. Otras complicaciones se deben a la desmembración postmetamórfica del cinturón pareado debido principalmente a una tectónica de deslizamiento de rumbo. Localmente se presentaron también, importantes movimientos verticales que condujeron a variaciones en el grado de metamorfismo, a lo largo del rumbo, de unidades litológicas similares. 4.3 ROCAS MESOZOICAS Las rocas metamórficas del Oriente Colombiano se presentan intruidas por granitoides calco-alcalinos triásicos y jurásicos. Aspden et al . (1987) indican que de acuerdo con la clasificación de Chappell & White (1974) estos son de tipo I y según la de Ishihara (1977) pertenecen a la serie de magnetita. Por otra parte, asociado espacialmente a las rocas de los complejos Cajamarca y Arquía, aunque siempre con contactos fallados, se presenta una secuencia volcano-sedimentaria del Cretácico inferior, el Complejo Quebradagrande, y varios cuerpos plutónicos de composición ultramáfica y máfica. Según Nivia et al . (en imprenta) las características geoquímicias de estas rocas indican que representan probablemente una secuencia ofiolítica desarrollada a partir de un manto fuente localizado por encima de una zona de subducción. Tanto la presencia de granitoides tipo I, como la de este tipo de

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ofiolitas sugieren entonces que durante el Mesozoico el Oriente Colombiano se comportó como una margen continental activa.

4.3.1 Plutonismo Triásico 4.3.1.1 Batolito de Santa Bárbara (PTrcd)

Este batolito aflora en el extremo sureste del departamento, ocupado aproximadamente 375 km 2 en los municipios de Florida y Pradera. Está formado por una cuarzo-diorita/tonalita cuyos componentes son plagioclasa y cuarzo con cantidades menores de feldepato potásico; el accesorio principal es biotita y hornblenda se presenta en cantidades variables. La plagioclasa presenta patrones de zonación complejos, con núcleos cálcicos localmente reabsorbidos. El batolito tiene una fábrica tectónica bien definida orientada NNO-SSE. Los cristales de biotita están fuertemente orientados y los de cuarzo deformados y orientados paralelamente a la fábrica desplegando texturas en cintas. Se presenta también una tendencia a la orientación en las plagioclasas en las cuales es común la presencia de zonas de microcizallamiento paralelas rellenas con sericita. El batolito intruye los complejos de Cajamarca y Arquía en los que produce metamorfismo de contacto limitado, particularmente bien expuesto en los sitios donde los esquistos del Complejo Cajamarca forman techos pendientes sobre el batolito. En su contacto occidental intruye las anfiobilitas y metagabros de Bolo Azul por lo que los xenolitos de metabasitas son comunes.

30

Edad. Una isocrona Rb-Sr de 17 puntos en roca total dió una edad de 211+51 Ma (Brook, 1984; McCourt et al ., 1984). Aunque las edades minerales del batolito son consistentemente más jóvenes, se considera que estos datos representan la edad de la intrusión. Restrepo-Pace (1995) reporta para este cuerpo una datación 40Ar/39Ar en biotita de 45.8+1.7 Ma. Estas edades más jóvenes son problemáticas con respecto al modelo de trabajo presentado en esta memoria y se considera que reflejan probablemente reajustes isotópicos ocasionados por el evento tectónico de acreción de la PLOCO (Cf : 5.6).

4.3.2 Plutonismo Jurásico 4.3.2.1 Batolito de Ibagué (Jcd-t)

Aflora en el extremo más oriental del departamento sobre la Cordillera Central, ocupando parte de los municipios de Tuluá y Sevilla. Su composición varía de diorita-tonalita a granodiorita. En general es de grano medio y presenta como accesorios hornblenda y biotita en relación variable aunque normalmente la primera es más abundante. La plagioclasa es ubicua en cristales maclados euhedrales de composición An 60 -An 40 aunque texturas de zonación en parches podrían indicar núcleos más cálcicos. El cuarzo se presenta como agregados granulares tardíos y la ortoclasa es comúnmente pertítica. El batolito intruye los esquistos del Complejo Cajamarca en los cuales forma enrejados de venas. Su contacto con el Batolito de Santa Bárbara es fallado; se distingue de este por su contenido de hornblenda, carencia de foliación y


composición global más leucocrática. Su relación espacial obedece a que, como la mayoría de las intrusiones de la Cordillera Central, ha sido emplazado a lo largo de fallas principales de orientación N-S. Edad. Separados de biotita y hornblenda y análisis en roca total en diferentes localidades han dado edades K/Ar entre 142-151 Ma promediando 145+5 Ma (Alvarez, 1983; Brook, 1984; McCourt et al ., 1984).

4.3.3 Magmatismo-Sedimentación Cretácica 4.3.3.1 Complejo Quebradagrande (Kq)

En el sector noreste del departamento, en áreas de los municipios de Sevilla y Tulúa, formando un cinturón continuo de 80 km de largo, limitado al oriente por la falla de San Jerónimo y al occidente por la falla Silvia- Pijao (Maya & González, 1996) afloran bloques imbricados de rocas sedimentarias marinas y volcánicas con evidencias de metamorfismo dinámico. Este último se reconoce por la presencia de clivaje de crenulación y foliación milonítica de rumbo NNE-SSW, y buzamiento hacia el Este que varían entre 50 o y 70 o. Como consecuencia del tectonismo no es posible establecer la sucesión estratigráfica dentro del Kq ni tampoco estimar su verdadero espesor. Consideraciones regionales sugieren la presencia de una parte esencialmente sedimentaria y otra esencialmente volcánica con un espesor combinado mínimo de 3500-5000 m. En el mapa geológico del Departamento del Valle todas las rocas del Complejo Quebradagrande se han agrupado dentro de una sola unidad de cartografía; sin


embargo, en las planchas geológicas 1:100.000 se han separado según su predom inancia en áreas de rocas sedimentarias (Kqs) y otras con predominio de rocas volcánicas (Kqv). Rocas sedimentarias (Kqs). El segmento sedimentario consiste en una secuencia de rocas con amplia variación en el tamaño de grano. Brechas, conglomerados y areniscas conglomeráticas de cantos y gravas de rocas volcánicas y chert (Gómez et al ., 1995) son comunes y sugieren sedimentación volcano-clástica subacuosa producida por movimiento en masa. La mayor parte de los afloramientos en el Valle consisten en arenitas líticas y arcosas volcano-clásticas con componentes sedimentarios constituidos de fragmentos de rocas volcánicas básicas pero incluyen fragmentos de lodolitas carbonosas, cherts negros con proporciones menores de cuarcitas y delgadas e impersistentes intercalaciones de calizas negras. Estas rocas se han interpretado como turbiditas con intercalaciones pelágicas (González, 1980a; McCourt, 1984a), pero la existencia de calizas al occidente de Pijao (Quindío), interestratificadas con cuarzoarenitas podrían indicar depósitos locales de plataforma. El reporte de fósiles marinos en rocas correlacionables (González, 1980a; Gómez et al ., 1995) indica ambientes submarinos. Las faunas, que según González (1980a) son epineríticas hasta salobres, incluyen gasterópodos, amonites, lamelibranquios, braquiópodos, radiolarios y restos de plantas (Gómez et al ., 1995). Rocas volcánicas (Kqv). El segmento volcánico comprende basaltos y andesitas

31

El Cuadro 3 muestra análisis químicos de las rocas colectadas a lo largo del cinturón correlacionable del Kq. Sus características geoquímicas se resumen a continuación (información completa en Nivi a et al . , en imprenta). Por su contenido de álcalis totales y sílica (Le Bas et al ., 1986) varían de basaltos a dacitas con predominio de andesitas basálticas y andesitas; mientras que por el de MgO, FeO total y álcalis indican tendencias contrastante de cristalización calco-alcalinas y toleíticas. Los elementos traza presentan, por su parte, enriquecimiento en los Elementos de Radio Ionico Grande (LILE - Large Ion Lithophile Elements) con respecto a los basaltos de las dorsales oceánicas normales MORB tipo N y anomalías negativas de los Elementos de Alta Resistencia de Campo (HFSE - High Field Strenght Elements), especialmente de Nb, con respecto a los LILE, P y los Elementos Ligeros de las Tierras Raras (LREE Light Rare Earth Elements). La Figura 5 sintetiza las características en diagramas multielementales normalizados contra el manto primigenio (Wood et al ., 1979). Son conspicuos los correspondientes picos pronunciados en Ba, K, Sr y P y las anomalías negativa de Nb, Ti. El enriquecimiento en los LILE se puede monitorear utilizando la relación Ce N/Y N (normalizada con respecto a los condritos) que en las muestras del Kq varía entre 1 y 4 sugiriendo patrones de REE planos a enriquecidos. Metamorfismo dinámico. Las rocas del Complejo Quebradagrande presentan su contacto oriental fallado con las metamórficas del Complejo Cajamarca

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1000

1000 QBG9 5 -1 QBG9 5 -2 QBG9 5 -3

AN14 10A AN1425 AN1426

o i 100 n e g i m i r p o t n a M / a r 1 0 t s e u M

1

100

10

1 Rb Ba Th K Nb La Ce Sr Nd P Z r Ti Y

Rb Ba Th K Nb La Ce S r Nd P Z r T i Y

Figura 5. Diagramas de elementos incompatibles de muestras representativas del Complejo Quebradagrande. Las muestras fueron colectadas a lo largo de la franja de afloramiento de esta unidad desde Santafé de Antioquia (Antioquia), al norte, hasta El Rosal (Cauca), al sur. Valores normalizados con respecto al manto primigenio (Wood et al ., 1979) (Modificado de Nivia et al ., en imprenta).

falla de Navarco y Silvia-Pijao, unos 4 km más hacia el occidente, las sedimentitas de Quebradagrande presentan fuerte tectonismo pudiéndose describir mejor como milonitas. La subsecuente meteorización hace difícil distinguir entre rocas tectonizadas de Kq y esquistos de Pzc; Nelson (1957, 1962), por ejemplo, consideró los segmentos metasedimentarios y metavolcánicos de Kq entre Calarcá y la Falla de la Línea como parte de la sección tipo del Grupo Cajamarca. Observaciones detalladas en el campo tales como las características de meteorización de los metasedimentos, la presencia de chert y su íntima asociación con doleritas; además del estudio petrográfico de las texturas metamórficas, limitan esencialmente el Complejo Quebradagrande al occidente del Sistema de Falla de San Jerónimo. Debido, sin embargo, a la naturaleza tectónica de los

contactos existe probablemente una zona de hasta 2 km de ancho, donde escamas discontinuas de una unidad se encuentran íntimamente mezcladas con escamas de la otra. Correlaciones. Las rocas sedimentarias y volcánicas de Kq se pueden correlacionar con la secuencia de vulcanitas básicas, grawacas, conglomerados, cherts y lodolitas que afloran en el flanco occidental de la Cordillera Central al noroeste de Manizales (González, 1980b, 1980c; Alvarez, 1983). Estas rocas que incluyen la sección tipo de la Formación Quebradagrande de Botero (1963) se han cartografiado en el área de Manizales como el Complejo Metasedimentario Aranzazu-Manizales (Lozano et al ., 1984a, 1984b; Gómez et al ., 1995) y el Complejo Metasedimentario Volcánico de Aranzazu-Manizales (Mosquera, 1978).

33


Muestra QBG95-1 QBG95-3 AN1410A AN1425

AN1426

AN1409

AN1414

AN1412 AN1416

_ Elementos mayores (% en peso)

SiO2 52.03 Al2O3 20.77 Fe2O3a 9.33 MgO 3.33 CaO 10.83 Na2O 2.96 K 2O 0.30 2 TiO 0.66 MnO 0.18 P2O5 0.29

52.48 17.11 11.52 5.13 8.57 3.04 1.29 0.78 0.16 0.25

Total 100.67 100.34 PPC%

4.38

3.20

49.29 19.59 13.07 7.16 8.33 0.74 0.38 1.05 0.08 0.10

53.54 16.80 11.70 7.93 7.31 1.33 0.40 0.60 0.14 0.08

48.25 18.42 13.16 7.97 9.79 1.02 0.35 0.74 0.19 0.08

57.64 16.00 11.91 5.22 2.07 4.08 1.46 0.96 0.18 0.14

61.72 16.53 7.76 2.77 6.06 3.26 0.70 0.82 0.18 0.16

99.94 100.02

100.12

99.94

100.07

52.04 15.67 8.01 10.54 9.73 2.01 0.39 1.03 0.13 0.14

54.11 18.13 10.07 4.02 9.15 2.49 0.81 0.85 0.21 0.12

100.01 100.14

4.54

2.14

6.20

3.11

2.26

3.93

2.42

28.9 35.4 399.5 39.9 88.7 90.8 17.6 3.1 261.6 4.0 122.5 46.0 1.0 0.4 17.9 1.9 8.7 6.5

21.1 39.2 315.5 39.6 114.3 77.4 14.2 4.4 336.5 8.3 209.2 19.4 2.5 0.4 11.4 2.2 7.9 4.6

3.1 28.8 398.0 41.0 147.5 94.9 16.2 3.3 189.3 6.8 143.1 27.7 0.9 1.1 12.4 2.9 10.7 6.3

4.9 4.0 266.5 37.9 29.4 112.5 17.9 2.6 125.7 11.6 1658.7 67.8 1.3 1.8 29.0 6.0 16.4 11.8

295.1 5.8 214.0 26.8 91.5 116.2 14.3 6.1 242.5 12.2 175.8 71.8 4.7 1.9 24.0 5.7 15.1 10.7

7.2 851.8 239.5 36.8 53.3 60.2 13.5 0.8 445.3 5.2 199.2 72.6 2.0 0.8 23.2 2.6 9.3 10.7

13.7 271.0 38.8 71.8 112.9 18.2 6.6 325.7 15.1 443.3 64.3 1.4 1.0 26.7 3.6 11.7 9.3

3.2 5.2 2.4

4.6 24.5 1.6

1.2 2.4 1.7

1.3 2.7 1.1

2.6 6.9 1.2

Elementos traza en ppm

Ni Cr V Sc Cu Zn G Pb Sr Rb Ba Zr Nb Th Y La Ce Nd

1.92.2 8.0 210.4 27.4

18.5 23.4 336.0 33.5

19.0 8.5 268.5 7.0 212.0 63.1 0.7 4.2 17.6 8.6 18.7 13.0

17.2 4.7 483.5 28.2 553.8 86.7 1.0 3.3 17.3 9.4 22.8 15.1

Razones interelementales seleccionadas

La/Nb 12.3 Ba/Zr 3.4 b Ce N/Y N 2.9

9.4 6.4 3.7

1.9 2.7 1.3

0.9 10.8 1.9

Elementos mayores recalculados a un total libre de volátiles. aHierro total reportado como Fe2O3. PPC - Pérdidas por calcinación. bValores normalizados con respecto a los condritos. Cuadro 3. Análisis representativos de elementos mayores y trazas de muestras de rocas volcánicas del Complejo Quebradagrande, colectadas a lo largo de la franja de afloramiento de esta unidad en Colombia (Tomado de Nivia et al ., en imprenta).

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Restrepo & Toussaint (1975) consideraron parte de las roc as del Complejo Quebradagrande, en Antioquia, como el Complejo Ofiolítico del Cauca. Se pueden hacer correlaciones tentativas con la secuencias volcano-sedimentarias de las partes oriental y central del segmento norte de la Cordillera Central al noreste de Sonsón (Sedimentos de San Luis), al sur y oeste de Anorí (Formación San Pablo, Sedimentos de Amalfi) y al norte y noroeste de Segovia (Feininger et al . , 1972; Hall et al . , 1972; Alvarez, 1983). En Caldas, Antioquía y Cauca, asociadas a las áreas de afloramiento del Kq y en probable relación genética, se presentan secuencias clásticas arenorudáceas. En la cartografía geológica de Caldas y Antioquia son las formaciones Abejorral (Bürgl & Radelli, 1962), Valle Alto (González, 1980a) y La Soledad (Hall et al ., 1972); mientras que en Cauca son la Secuencia Sedimentaria de San Francisco (Orrego et al . , 1976) y la Secuencia Sedimentaria Rojiza (Orrego, 1993). Es difícil establecer las relaciones estratigráficas. Su relación discordante sobre el Complejo Cajamarca y su caracter transgresivo se ha descrito en varias localidades (Bürgl & Radelli, 1962; Hall et al ., 1972; González, 1980a). No es posible correlacionar las rocas de Kq con los grupos Diabásico ( sensu Nelson, 1957, 1962) y Cañasgordas como en algunos trabajos de cartografía regional (Paris & Marín, 1979) y geología estructural (Bourgois et al ., 1982, 1985, 1987; Toussaint & Restrepo, 1993; Kammer, 1995; Kammer & Mojica, 1996). Tampoco es correcta la correlación entre la Formación Amaime ( Cf : 5.3.4.1) y el Complejo Ofiólitico del Cauca o el


Complejo Quebradagrande (Aspden & McCourt, 1986b; McCourt, 1984a). La intensa deformación, un factor de dificultad en la cartografía y clasificación de las rocas de Kq (Lozano et al ., 1984a), ha conducido a su errónea descripción como esquistos y a su inclusión como parte del cinturón de rocas metamórficas de “La Serie de Cajamarca” (Nelson, 1957; 1962; Mosquera, 1978). Edad. Las rocas de Kq están intruidas por el Complejo ígneo de Córdoba de edad radiométrica K/Ar de 77 Ma (McCourt, 1984a), implicando una edad mínima cretácica superior para Kq. Por fósiles recolectados en las sedimentitas de la Formación Quebradagrande (sensu stricto) se formaron en el ValanginianoAlbiano (Gonzalez, 1980a; Gómez et al ., 1995). El contenido fosilífero de Valle Alto y Abejorral, de posible relación genética con Kq, indica que su edad no es más antigua que el Berriasiano y se extiende hasta el Albiano medio (Etayo, 1985). Se ha reportado también edad cretácica inferior para las lodolitas fosilíferas interestratificadas con las rocas volcánicas de la Formación San Pablo y los Sedimentos de San Luis (Alvarez, 1983). De acuerdo con estas edades Toussaint & Restrepo (1978) reportan para un basalto del Kq, una datación de 105+10 Ma (K/Ar en roca total). Existen, por lo tanto, evidencias suficientes para asignar una edad cretácica inferior a las rocas del Complejo Quebradagrande. 4.3.3.2 Plutonismo Cretácico

En estrecha asociación con el Complejo Quebradagrande y con el mismo grado de deformación ocuren escamas imbricadas de gabro y rocas ultramáficas como las


peridotitas de Liborina y Sucre en Antioquia, el Complejo BásicoUltrabásico de Pácora en Caldas, el Stock Gábrico de Pereira en Risaralda, los complejos de Córdoba-Río Lejos y Río Navarco en Quindío y la mayoría de cuerpos pequeños que afloran asociados a la franja de afloramiento de Kq: en la cartografía Gabros de Romeral o Gabros y Rocas, Ultramáficas ( Cf: Calle et al., 1980; González, 1980b, 1980c; Mejía et al., 1983a; Mejía et al., 1983b). Toussaint & Restrepo (1974) que agruparon algunas de ellas y las volcanitas del Kq en el Complejo Ofiolítico del Cauca, sugieren una relación cogenética entre ellas. En el Valle se han cartografiado como Stocks cuarzo-dioríticos, pequeños cuerpos intrusivos que por su misma posición estructural se consideran parte de este cinturón. Stocks cuarzo-dioríticos (Kcd) . Intruyendo las rocas metamórficas de la Cordillera Central se presentan pequeños plutones o stocks y diques. Se trata de cuarzo-dioritas biotíticas, libres de xenolitos, tectonizadas y meteorizadas. Para las rocas de esta serie no existen determinaciones de edad disponibles. Se consideran del Cretácico inferior por sus relaciones regionales, geológicas y estructurales correlacionables con la intrusión de Córdoba - Río Lejos que aflora inmediatamente al norte, en el Departamento del Quindío (McCourt, 1984a). Edades radiométricas K/Ar, en minerales separados de este complejo indican una edad mínima cretácica superior. Una datación aproximadamente concordante en hornblenda-biotita indica una edad de 77+3 Ma (McCourt et al.,

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4.3.4 Metamorfismo cretácico de alta presión Dentro de los esquistos grafíticos de Bugalagrande, cerca a su contacto con las Anfibolitas de Rosario y por lo general, en bloques tectónicos discontinuos aislados limitados por fallas, afloran rocas típicas de alta presión como esquistos de glaucofana-lawsonita, eclogitas y anfibolitas eclogíticas. Estas ocurren dentro de un cinturón alargado, angosto pero bien definido de tendencia NNE, de una longitud mínima de 50 km, localizado a unos 5-10 km de la falla principal CaucaAlmaguer. 4.3.4.1 Petrografía

Esquistos de Alta Presión/Baja Temperatura (Keb) . En el área de Barragán (Municipio de Tulúa) - Pijao (Departamento del Quindío) se presentan rocas de alta presión en bloques tectónicos limitados por fallas dentro del cinturón de esquistos paleozoicos. En un bloque alargado de 4 por 0.5 km, a 1.5 km al SE de Barragán afloran esquistos de glaucofana-lawsonita. Estudios petrográficos en estos han revelado la asociación mineral lawsonita, glaucofana, pumpellita, albita, sericita y cuarzo (McCourt & Feininger, 1984). Lawsonita es el mineral dominante de alta presión y puede alcanzar el 25-30% de la moda. La presencia de la paragénesis mineral descrita indica metamorfismo bajo condiciones de alta presión y baja temperatura en la facies de lawsonitaalbita. Las condiciones estimadas de temperatura y presión para esta son de 325+50 oC y 6.5+2.5 Kbars (Winkler, 1979).

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Eclogitas (Ku) . Las eclogitas son sobresalientes en el campo debido a su íntima asociación con rocas ultrabásicas serpentinizadas y cizalladas. Han sido estudiadas en detalle en tres localidades: al norte de Barragán; en el área de la Quebrada Los Arboles al sur de Pijao (Quindío) y al oeste de Pijao. En muchas otras localidades de la Cordillera Central se presentan rocas ultrabásicas tectonizadas en las que estudios petrográficos detallados podrían revelar la presencia de eclogitas. Las eclogitas son de grano fino a medio, verde oscuras a negras moteadas con granates gruesos conspicuos y generalmente representan una foliación fuerte. En afloramiento son masivas pero intensamente cizalladas y en varias secciones delgadas se presentan seccionadas por numerosas venas de milonita de alrededor de 1 mm de espesor. Onfacita (confirmada por análisis de microsonda: McCourt, 1984b), ocurre como granos astillados parcialmente destruidos por metamorfismo retrógrado y bordeados por anillos kelifíticos de epidota, anfíbol, clorita y plagioclasa (?). Los granates son almandinos levemente zonados con más de 25% de grosularia; con relación a los núcleos, los bordes son ricos en piropo y pobres en espesartina. Los anfíboles son hornblendas subcálcicas alumino-edeníticas con 3.2-3.4% de Na 2O (McCourt, 1984b). Utilizando los geotermómetros de Perchuk (1969) y Raheim & Green (1974) las condiciones de P-T para la formación de las eclogitas han sido estimadas en 530+40 oC y 8+3 Kbars (McCourt, 1984b).


4.3.4.2 Correlaciones

Rocas de alta presión similares a la serie de Barragán-Pijao, que ocupan el mismo marco tectónico general, se han reportado en el Departamento del Cauca en las localidades de Jambaló (Orrego et al., 1980a) y Tacueyó (Murcia & González, 1982) y en Raspas, al sur del Ecuador (Feininger, 1980, 1982). 4.3.4.3 Edad

Las edades radiométricas (K/Ar) realizadas en las rocas de alta presión (Brook, 1984) indican una edad mínima cretácica inferior de 120+5 Ma, aunque esta edad es más probablemente de emplazamiento que de su formación. Edades similares se han obtenido para las rocas de alta presión de Jambaló (125+10 Ma) y Raspas (132+5 Ma) (Feininger, 1980, 1982; Orrego et al., 1980b).

4.3.5 Discusión Considerando la distribución espaciotemporal de los plutones de los Andes Colombianos, Aspden et al. ( 1 987) proponen la existencia de cinco episodios de actividad plutónica. Estos son triásico (240-210 Ma), jurásico (200-140 Ma), cretácico (125-70 Ma), paleógeno (60-30 Ma) y neógeno (30-0 Ma). De estos, los tres primeros están relacionados con la evolución mesozoica del oriente colombiano y se interpretan como productos plutónicos de magmatismo relacionado con subducción en una margen continental activa. El ciclo plutónico triásico está representado en el Departamento del Valle por el Batolito de Santa Bárbara. En general, los plutones triásicos son


relativamente pequeños, de composición cuarzo-monzonita a tonalita, presentan una marcada fábrica tectónica NO-SE, pero son claramente postmetamórficos. Proporcionan una edad mínima para el metamorfismo regional y sugieren que existió un evento tectónico del Triásico superior (McCourt et al., 1984) ya que los plutones jurásicos no presentan deformación. La proporción inicial 87 Sr/ 86 Sr de 0.7074+0.0002 para el Batolito de Santa Bárbara sugiere que el magma se derivó de una fuente isotópicamente primitiva (Brook, 1984). El ciclo intrusivo jurásico es el principal período de plutonismo que afectó el Oriente Colombiano. Los intrusivos jurásicos son de proporciones batolíticas y ocurren a lo largo de la Cordillera Central concentrados en su margen oriental. Ejemplos son los Batolitos de Mocoa (170-180 Ma), Segovia (160 Ma) e Ibagué (140-150 Ma). Se trata de granitoides calco-alcalinos tipo I, de composición cuarzo-diorita/tonalita-granodiorita, asociados con mineralizaciones de porfidos de Cu-Au (Sillitoe et al., 1982). La actividad plutónica de este ciclo estuvo acompañada de vulcanismo de composición ácida e intermedia y de origen subaéreo (Irving, 1975) presente durante la mayor parte del período Jurásico. La relación inicial 87Sr/86Sr del Batolito de Ibagué de 0.7036+0.0002 (Brook, 1984) indica proveniencia del manto por lo que McCourt (1984a) sugiere que durante el Jurásico la margen convergente

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fue de tipo alpino ( i.e. no asociada con vulcanismo de arcos de islas). Por su parte, las vulcanitas del Complejo Quebradagrande presentan las características típicas de rocas formadas en ambientes magmáticos localizados por encima de una zona de subducción. Rasgos como tendencias calco-alcalinas de fraccionamiento y enriquecimiento de los LILE con respecto a los HFSE son exclusivas de ambientes magmáticos asociados a márgenes convergentes (Wilson, 1989; Saunders et al., 1980; Tarney et al., 1981; Saunders & Tarney, 1982; Pearce, 1983). Esto restringe su ambiente de formación a arcos de islas, cuencas marginales o márgenes continentales activas. A partir de las características geoquímicas de las vulcanitas de Kq y de sus relaciones espacio-temporales con las rocas metamórficas paleozoicas Nivia et al. (en imprenta) proponen que su ambiente geotectónico de formación estuvo asociado a la margen activa de Suramérica, donde se generó durante el Cretácico inferior una cuenca marginal intracontinental. Estas cuencas se forman, al parecer, por mecanismos de expansión y subsidencia intracontinental promovidos por la acción de dragado (roll-back) que sobre la margen continental produce la subducción de litósfera oceánica (Aguirre, 1987; Åberg et al., 1984). La expansión conduce a atenuación cortical y consecuente fusión por descompresión adiabática del manto generando, respectivamente, formación de cuencas y magmatismo. Los productos

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volcánicos pueden acumularse sobre la corteza continental o en casos extremos de expansión puede conducir a su completa apertura y a la generación de corteza oceánica en el espacio producido. Las secuencias volcánicas y ofiolitas producidas por estos proc esos son comunes al Jurásico superior y el Cretácico inferior de la margen pacífica de Suramerica, extendiendose desde Chile hasta el centro-occidente de Mexico —continuo con el oriente cololombiano en la mayoría de las reconstrucciones triásico-jurásicas de la Pangea (Coney & Evenchick, 1994)—. Las relaciones espacio-temporales y la composición química del Kq sugieren su pertenencia a este cinturón. Un modelo tectono-magmático para explicar el origen del Kq se ilustra en la Figura 6. Según éste, la subducción a lo largo de la margen proto-Pacífica de Suramerica produce distensión y atenuación cortical a lo largo de la margen continental. Esta atenuación favorece la formación de una cuenca registrada inicialmente por el desarrollo de secuencias sedimentarias transgresivas (Valle Alto, Abejorral, etc.). Sobre la placa oceánica subducente el incremento progresivo de la temperatura y la presión producen metamorfismo de alta presión baja temperatura. Este metamorfismo esta acompañado de deshidratación que se supone acurre principalmente en el rango de 80-125 km de profundidad (Wilson, 1989). Los fluidos correspondientes ascienden a la cuña de manto subcontinental añadiendo H 2O, LILE y LREE. La adición de estos fundentes combinada con la descompresión


adiabática inducida por la atenuación de la corteza promueven la fusión del manto. Los productos resultantes corresponden a basaltos calco-alcalinos que se diferencian a niveles corticales para producir andesitas y dacitas. La apertura de la cuenca culmina con la generación de corteza oceánica representada hoy por complejos ofiolíticos. Estos representan respectivamente la acumulación y cristalización simultánea de secuencias vulcano-sedimentarias (Complejo Quebradagrande) sobre la superficie de la cuenca y de rocas plutónicas (ultramafitas de Liborina, Sucre y Pácora Complejo Córdoba, Gabro de Pereira, Gabros de Romeral) en cámaras magmáticas. De acuerdo con Saunders & Tarney (1984) las cuencas marginales son rasgos geotectónicos de corta vida. Dalziel (1981) sugiere para las cuencas marginales del sur de Chile que su “colapso” o cierre coincide con la apertura del Atlántico Sur. Es probable que el cambio en las velocidades de desplazamiento de placas inducidas por la apertura del Atlántico produjese también el cierre de la cuenca marginal del Kq. Dentro del modelo anterior y del esquema general de margen continental activa del Oriente Colombiano durante el Mesozoico, es posible adscribir el origen de las rocas de alta presión a la subducción de litósfera oceánica. Durante la subduccion la mineralogía de las rocas básicas de la corteza oceánica varía en función de la presión y la tempertura cambiando de facies zeolita, a través de esquistos azules o anfibolita, a facies eclogita. Las rocas de alta presión se


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0 Litósfera oceánica

50 100

H2O+LILE

150 A) JURASICO SUPERIOR

0 ) m k ( D A D I D N U F 0 O R P 50

50 100 150

B) BERRIASIANO-VALANGINIANO CUENCA MARGINAL

Toleítico Calcoalcalino

100 150

C) APTIANO-ALBIANO

CQG

0 50 100 ASTENOSFERA 150

D) CRETACICO SUPERIOR

LEYENDA

CORTEZA OCEANICA MORB (+ ultramáficos) Esquisto verde Anfibolita Eclogita

Basaltos de cuenca marginal (+ ultramáficos) Manto metasomatizado con fluidos de alta relación LILE/HFS, que se hace menor alejandose de la zona de subducción CORTEZA CONTINENTAL

Complejo Arquía

Secuencias transgresivas continetales - marinas Complejo Cajamarca Escudo precámbrico

Figura 6. Diagrama ilustrativo de la evolución de la cuenca m arginal del Complejo Quebradagrande.

(A) Subducción y metasomatismo del manto subcontinental bajo una corteza paleozoica constituida por un bloque oceánico (C . Arquía) acrecido a uno continental (C. C ajamarca + escudo). (B) Atenuación cortical producida por la fuerza de succión sobre la margen continental que indujo tanto generación de cuencas como ascenso y fusión del manto. (C) Cierre de la cuenca debido probablemente al empuje producido por la placa continental durante la apertura del Atlántico.

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interpretan entonces como materiales pertenecientes a la placa subducente del Cretácico inferior que fueron imbricados por procesos tectónicos y/o diapíricos dentro de los esquistos paleozoicos a lo largo de fallas principales de orientación N20-30E, durante la acreción de la PLOCO. Los datos con los cuales se elaboró el modelo anterior permiten la reevaluación de algunos modelos evolutivos previos. González (1980a) había indicado que el Kq estába constituido por rocas toleíticas generadas en un rift oceánico. Bourgois et al. ( 1982, 1985, 1987) y Toussaint & Restrepo (1993) aceptaron el mismo origen pero sugirieron que el Kq fue emplazado hasta su posición actual por un evento de obducción que cabalgó de oeste a este las rocas del piso oceánico y que causó además, la acreción de los materiales que afloran al occidente de la Falla Cauca-Almaguer (Grupo Cañasgordas). Según esto, existe un manto fuente común para el Kq y para las

rocas volcánicas del Grupo Cañasgordas (Formación Barroso). De manera similar, Kammer (1993) y Kammer & Mojica (1996) consideran que existe una estrecha afinidad entre los grupos Cañasgordas y Diabásico y el Kq. Para estos autores la separación espacial entre estas dos fajas se realiza mediante el antiforme del Cauca que saca a superficie las rocas del zócalo precretácico y limita al este, el Sinclinal de Quebradagrande ( sic.). Nivia et al. ( en imprenta) indican, sin embargo, que las rocas volcánicas del Kq muestran en su composición un componente derivado de deshidratación de una placa subducente que difiere de las rocas volcánicas que afloran al occidente de la Falla CaucaAlmaguer ampliamente documentadas como generadas en un plateau oceánico (Nivia, 1987, 1989; Millward et al., 1984). Esto implica que las rocas del Kq y las vulcanitas que afloran al occidente de la Falla Cauca-Almaguer se generaron a partir de dos mantos fuentes diferentes, no relacionados.

5. LA PROVINCIA LITOSFERICA OCEANICA CRETACICA OCCIDENTAL - PLOCO Al occidente de la Falla Cauca-Almaguer la corteza está formada por un ensamblaje de bloques imbricados de rocas plutónicas ultramáficas y máficas, volcánicas básicas y rocas sedimentarias. Las primeras, consisten en dunitas serpentinizadas y milonitizadas, piroxenitas y gabros; las segundas, en flujos basálticos y silos y diques doleríticos; y las últimas, principalmente en lodolitas, wacas líticas y cherts. De acuerdo con las evidencias geológicas (Irving, 1975; McCourt et

al.,1984), geofísicas (Case et al.,1971, 1973; Meyer et al., 1977; Kellog et al., 1983) y geoquímicas (Millward et al., 1984; Nivia, 1987, 1989; Kerr et al.,1996a, 1996b, 1997a) disponibles, este

bloque se acreció al occidente de la margen continental de Suramérica a lo largo de una zona de sutura conocida, en términos generales, como Zona de Falla de Romeral, de la cual la Falla CaucaAlmaguer contituye el elemento más occidental.


5.1 NOMENCLATURA ESTRATIGRAFICA En los trabajos de cartografía geológica de la PLOCO las rocas volcánicas y sedimentarias se han clasificado utilizando varios esquemas de nomenclatura estratigráfica (Cuadro 4). En el Departamento del Valle fueron Hubach & Alvarado (1934) y Hubach (1957) los primeros en proponer divisiones estratigráficas para estas rocas. Estos autores propusieron el nombre de Serie de Faldequera para las rocas volcánicas y denominaron respectivamente Serie de Dagua y Piso del Espinal a la secuencia de “pizarras y filitas” expuesta al oeste de Loboguerrero (Municipio de Dagua) y a las sedimentitas silíceas, que afloran inmediatamente al oriente de esta misma población. En 1957, Nelson propuso referirse a esta secuencia de rocas volcánicas básicas, en el Departamento del Valle, con el nombre de Grupo Diabásico. Sugirió que el Grupo Diabásico suprayacía conformablemente a una serie de rocas metasedimentarias y sedimentarias a las que denominó Grupo del Dagua; las partes superior e inferior de este grupo eran equivalentes al Piso del Espinal y a la Serie del Dagua. Barrero (1979) propuso una nueva nomenclatura en la cual, reteniendo los Grupos Dagua y Diabásico de Nelson le dió categoría de formación a las sedimentitas de Espinal y redenominó Formación Cisneros a las filitas y pizarras. De acuerdo con Barrero, el Grupo Dagua consiste en dos formaciones, una más antigua y metamórfica, la Formación Cisneros; y otra más joven, aparentemente concordante, pero esencialmente no metamórfica, la Formación Espinal.

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Aspden (1984) llamó la atención sobre la imposibilidad de separar los basaltos del Grupo Diabásico en formaciones; y como, por definición, un grupo debe consistir de estas (North American Commission on Stratigraphic Nomenclature, 1983) le pareció inapropiado mantener la categoría de grupo para estas rocas. Al respecto, recomendó descontinuar el uso de los nombres Grupo Diabásico y Grupo Dagua y dar nombres de formaciones a las principales unidades litoestratigráficas que conforman la secuencia volcanosedimentaria cretácica de la Cordillera Occidental. De acuerdo con esta propuesta denominó Formación Volcánica a las rocas volcánicas básicas de la Cordillera Occidental y retuvo los términos Espinal y Cisneros a nivel de formaciones pero eliminando el término Grupo Dagua (Cuadro 4). Adicionalmente, McCourt et al. (1984) separaron las rocas volcánicas que afloran en el flanco occidental de la Cordillera Central (incluidas previamente dentro del Grupo Diabásico) como la Formación Amaime a la que consideraron más antigua y probablemente no relacionada con los basaltos de la Cordillera Occidental. Por otra parte, Parra et al. (1984) en trabajos de cartografía geológica regional al norte del Departmento del Valle se refieren a las rocas volcánicas como Basaltos de la Trinidad y a las rocas acumuladas por procesos sedimentarios las separaron en las formaciones Lázaro y Consólida. Nivia et al . (1997) reportan que las rocas de la PLOCO afloran formando cinturones discontinuos constituidos por bloques corticales romboidales,


elongados, limitados por fallas, que imposibilitan tanto la definición apropiada de unidades litoestratigráficas como el establecimiento de correlaciones entre secciones estratigráficas locales. Estos autores postularon además, que estas rocas están afectadas por un evento dinamometamórfico que les imprimió una deformación penetrativa de magnitud variable, intimamente relacionada con su competencia. Demostraron como las rocas de menor competencia relativa presentan una marcada foliación milonítica por lo que se habían descrito previamente como pizarras y filitas metamórficas y separado en las unidades de Dagua y Cisneros (Serie del Dagua, Formación Cisneros), mientras que aquellas de mayor competencia, donde la deformación penetrativa no es sobresaliente, se describieron como rocas sedimentarias y separaron como la unidad de Espinal (Serie, Formación). En consecuencia, cuestionaron la válidez de la utilización de rasgos tectónicos en la separación y denominación de unidades estratigráficas formales y propusieron cartografiar todas las rocas de origen sedimentario, independientemente de su grado de deformación como Complejo Estructural Dagua, dando prelación al nombre utilizado por primera vez para referirse a estas rocas. En esta propuesta dejaron abierta la posibilidad de separar las diferentes rocas constituyentes del complejo dentro de unidades litodémicas de rango menor de acuerdo con la escala de los trabajos. A los basaltos, de más inmediata identificación en el campo, se refirieron como Formación Volcánica aceptando la propuesta de Aspden (1984)

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(a pesar de reconocer los inconvenientes de la aplicacion de este nombre) teniendo en cuenta que se había utilizado esta nomenclatura en la mayoría de los trabajos recientes publicados acerca de la geología del Departamento del Valle (Aspden, 1984; Aspden & McCourt, 1986a; De Armas, 1985; Verdugo & Aspden, 1985; Verdugo & Nivia, 1985; Nivia, 1987; Nivia, 1989; INGEOMINAS-BGS, 1992). Con respecto a las relaciones cronológicas entre las diferentes unidades de roca de la PLOCO, Nelson (1962), Barrero (1979) y Parra et al.(1984) asumieron que el Grupo Dagua era más antiguo que el Grupo Diabásico. Sin embargo, en los trabajos de cartografía geológica regional en el Departamento del Valle (Aspden, 1984; Aspden et al., 1985; De Armas, 1985; Verdugo & Aspden, 1985; Verdugo & Nivia, 1985; INGEOMINAS-BGS, 1992) se sugiere que las dos unidades están interdigitadas y se deben considerar como equivalentes temporales pertenecientes al mismo ciclo tectonomagmático. Nivia et al.(1997) indican que las evidencias cartográficas, geoquímicas y geocronológicas permiten la interpretación de estas rocas y aquellas de los cuerpos ultramáficos asociados como pertenencientes a un bloque cortical único de composición oceánica. Esta última hipótesis se acepta en esta memoria como modelo de trabajo y se describen las rocas de más profundo a superficial asumiendo una estructura cortical constituida por un nivel profundo de rocas plutónicas ultramáficas y máficas, uno intermedio de rocas hipoabisales y volcánicas básicas y otro superficial de

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5.2 ROCAS PLUTONICAS ULTRAMAFICAS Y MAFICAS.


segunda lo separa de las sedimentitas miocenas de la Formación La Paila. En la definición original de este cuerpo, que corresponde al área incluida en el Mapa geológico del Valle, Espinosa (1985) considera que se trata de una secuencia ofiólitica independiente por lo que incluye además de las rocas ultramáficas, algunas escamas de rocas volcánicas e incluso volcanoclásticas.

A todo lo largo de la PLOCO se presentan escamas de rocas plutónicas ultramáficas y máficas en íntima asociación con otras de vulcanitas básicas. En el Departamento del Valle se han cartografiado dos cuerpos principales de rocas ultramáficas: el Complejo Ultramáfico de Bolívar y el Macizo Ofiolítico de Ginebra; y varios cuerpos de rocas plutónicas máficas tales 5.2.1.1 Petrografia como los gabros de Riofrío y Río Volcanes, los stocks de El Tambor, el Espinosa (1985) reporta que el macizo Palmar, etc. ( Cf : 5.2.3 en adelante). En consiste, de más profundo a más somero, general, los cuerpos ultramáficos en una secuencia de peridotitas, gabros consisten en secuencias bandeadas de bandeados cumulíticos, microgabros, dunitas, peridotitas y piroxenitas, mientras metabasaltos, tobas, microbrechas y que los de rocas máficas están hialoclastitas. Los gabros y rocas constituidos por gabros, troctolitas y superiores están atravesados por diques gabronoritas. Algunos de estos últimos de dolerita y venas de plagiogranito. cuerpos, como los stocks de El Tambor, Las rocas ultramáficas y máficas están Río Volcanes y los gabros del Complejo expuestas en la parte sur del macizo. En Ultramáfico de Bolívar presentan una fase la región de Santa Elena (Municipio de máfica de gabro y otra diferenciada de El Cerrito) la secuencia consiste en los composición trondhjemítica (Aspden & cúmulos de dunita, werlitas y noritas. El McCourt, 1986a; Baldión et al ., 1991). bandeamiento magmático de las rocas cumulíticas esta bien desarrollado y lo 5.2.1 Macizo Ofiolítico de Ginebra enfátiza la meteorización diferencial de (Koqa-Koqu) las unidades ricas en olivino. El contacto Sobre el flanco occidental de la Cordillera entre las rocas ultrabásicas y las noritas Central, se presenta un bloque de rocas es gradacional. ultramáficas, alargado en sentido N-S, de El macizo está constituido en su mayor 40 km largo y 8 km ancho promedio, que parte por anfibolitas producidas por ocupa áreas de los municipios de El metamorfismo de microgabros y basaltos Cerrito, Ginebra, Guacarí, Buga, San (Nivia, 1987). Espinosa (1985) interpreta Pedro, Tulúa y Andalucía. Sus límites como parte del macizo una secuencia de oriental y occidental corresponden microbrechas y tobas que aflora en el respectivamente a las fallas Guabas- extremo sur del macizo, a lo largo de su Pradera y Palmira-Buga. La primera lo contacto oriental. Teniendo en cuenta, sin pone en contacto con los basaltos de la embargo, que las tobas no son comunes a Formación Amaime, mientras que la las ofiolitas (Coleman, 1977) y que estas


ocurren a lo largo de la Falla GuabasPradera, McCourt (1984a) las considera de origen tectónico o posiblemente una brechación gaseosa/volátil relacionada con la intrusión del Batolito de Buga, íntimamente relacionado con la misma falla.

5.2.2 Complejo Ultramáfico de Venus (Kuv) Vergara (1983) denominó Complejo Ultramáfico de Venus a un conjunto de rocas ultramáficas y maficas espuesto en el río Morales cerca a la poblaciones de Venus y La Moralía (Municipio deTulúa). Estas rocas afloran formando una escama elongada en sentido norte-sur, de 13 km de largo por 1,5 km en su parte más ancha, imbricada entre formaciones Amaime y Nogales a escasos 1 a 2 km al oriente del Macizo Ofiolítico de Ginebra, con el que se considera intimamente relacionado. Esta unidad está compuesta por gabros, serpentinas y peridotitas.

5.2.3 Complejo Ultramáfico de Bolívar (Kubd, Kubgc, Kubgi) Esta unidad aflora formando las estribaciones orientales de la Cordillera Occidental, al norte del río Piedras cubriendo parte de los municipios de Bolívar y Trujillo. Fue definida por Barrero (1979), quien postula que el complejo está intruido dentro de los basaltos y doleritas de la Formación Volcánica ( Sic . Grupo Diabásico) y presenta una zonación concént rica consistente en un núcleo de dunita, rodeado por aureolas sucesivas de clinopiroxenita olivínica, clinopiroxenita y peridotita, por lo que se puede comparar con los complejos zonados del sur de

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Alaska descritos por Irvine (1974). Según este modelo la roca encajante original del complejo son los basaltos de la Formación Volcánica que fueron, sin embargo, metasomatizados dando lugar a una amplia zona de anfibolitas que forman una envoltura externa al complejo. En los trabajos de geología regional que incluyen el área del complejo (Nivia et al ., 1997) se propone que el complejo consiste en una serie de bloques fallados limitados al oeste por la Falla de Roldanillo de orientación noreste-suroeste y al este por la Falla de Cali, cubierta por depósitos cuaternarios. En estos trabajos se sugiere que estos bloques muestran los diferentes niveles de la capa 3 de una secuencia oceánica, que se pueden cartografiar a escala regional y describir en términos de los elementos que normalmente se reconocen en estas (Cf : Windley, 1986; Wilson, 1989): un horizonte basal de rocas ultramáficas -dunitas, lherzolitas y werlitas- con evidencias claras de formación cumulítica; un horizonte de gabros de estructura bandeada y un horizonte superior de gabros isotrópicos. 5.2.3.1 Petrografía

Peridotitas, dunitas, websteritas - Kubd. Este horizonte consiste en dunitas, lherzolitas, websteritas y rocas gabroides ricas en olivino y piroxeno, que se presentan en bandas alternadas que varían en espesor de 5 a 30 cm. Las dunitas normalmente se presentan fuertemente alteradas a serpentina y poseen una foliación milonítica a lo largo de la cual presentan lentes finas y laminillas de magnesita. Localmente se

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presentan núcleos frescos de dunita en los cuales la roca es finogranular y melanocrática con colores que varían de verde oscuro a negro. En sección delgada son holocristalinas, faneríticas y normalmente presentan texturas en mosaico formadas por cristales fracturados, anhedrales, equigranulares. Están compuestas esencialmente por olivino que alcanza más del 90% de la moda y una fase opaca, interpretada como cromita con base en analisis de fluorecencia de Rayos X en las dunitas, donde el contenido de Cr varía entre 1800 y 7000 ppm (Nivia, 1993, 1996). El único accesorio es un clinopiroxeno cuya abundancia modal varía cerca del 2%. Estas rocas presentan una alteración variable a serpentina a lo largo de las fracturas de los olivinos. El aumento en el contenido de piroxeno en estas rocas las coloca en el campo de las peridotitas y de las piroxenitas. Estas, normalmente, contienen cantidades variables de ortopiroxeno y clinopiroxeno por lo que denominarlas lherzolitas en el caso de las peridotitas y websteritas en el de las piroxenitas es más apropiado. En afloramiento, y dependiendo de su contenido en piroxenos, se observan en interbandeamientos cumulíticos donde contrastan por presentarse menos alteradas que las dunitas. En muestra fresca son melanocráticas y su color varía de gris oscuro a negro; presentan contenidos de félsicos (plagioclasas) que se incrementan desde aproximadamente 5% en la parte ultramáfica de la secuencia, hasta gradar a las gabronoritas cumulíticas del horizonte superior donde su contenido puede alcanzar el 60%.


Fe 10

Ca

50

Mg

20

Fe

30 0 5 N A

Ca

1 2 1 N A

AN90

10

Mg

5 2 1 N A

90

AN50 70 AN120

50

% mol. forsterita

Figura 7. Composición de olivinos y piroxenos en las rocas del Complejo Ultramáfico de Bolívar. Las líneas de unión indican análisis en la misma muestra. AN50 = websterita olivínica; AN120 = gabronorita olivínica; AN90 = norita; AN120 y AN121 = gabronoritas. (Tomado de Nivia, 1996).

En sección delgada las peridotitas y piroxenitas son holocristalinas, faneríticas, equigranulares con cristales de tamaño medio a fino, organizados formando texturas hipidiomórficas. Consisten esencialmente en piroxenos, cantidades variables de olivino y presentan plagioclasa y opacos como accesorios. Análisis de microsonda (Nivia, 1993, 1996) de las websteritas olivínicas indican para los ortopiroxenos contenidos promedio en peso de MgO de 29% y de 12% de FeO, correspondientes en términos de la molecula de 2enstatita a En80 (Figura 7). En los clinopiroxenos estos análisis indican diópsidos de composición promedio Wo49En45Fs6. Por su parte, los contenidos de MgO y FeO en los olivinos (41 y 18% en peso respectivamente) indican una


composición Fo 80.5. La plagioclasa ocurre como una fase intersticial en cristales finos subhedrales que normalmente muestran macla albita-periclina; su composición varía cerca de An 91 (Figura 8) en las diferentes rocas de este horizonte. 100

90

80

70

60

50 AN121 AN125 AN90 AN120 AN50

100

90

80

70

60

50

% mol. anortita

Figura 8. Composición de plagioclasas en las rocas del Complejo Ultramáfico de Bolívar. Las lineas de unión en la muestra AN90 conectan análisis del núcleo y el borde del mismo cristal. Litología de las muestras indicada en la Figura 7 (Tomado de Nivia, 1996).

Una característica ubicua en estas rocas es el temprano desarrollo de anfíboles a partir de los pi roxenos. Esta anfibolitización que es variable dentro de los cristales y progresa desde los planos de partición o fractura, está acompañada por el desarrollo de una fase opaca en cristales muy finos. Gabronoritas cumulíticas - Kubgc y Gabronoritas isotrópicas - Kubgi. Los gabros que son las rocas más abundante del complejo se separaron en la cartografía (Nivia et al . , 1997) dependiendo de la presencia o ausencia de texturas cumulíticas. En general son rocas melanocráticas, aunque su color

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varía, dependiendo de la cantidad y espesor de bandas ricas en plagioclasa que se presenten. En sección delgada son holocristalinos, el tamaño de los cristales es medio a grueso, equigranular y de texturta hipidiomórfica. La composición varía de 40-60% de plagioclasa, 40-60% de piroxenos (incluyendo anfíboles) y cantidades menores variables de olivino y opacos, probablemente magnetita. Las plagioclasas son subhedrales a euhedrales, algunas veces presentan bordes corroídos y turbiedad por incluir cristalitos de minerales opacos. Se presentan macladas según Carlsbad y albita y ocasionalmente zonadas. Algunas secciones exhiben extinción ondulatoria y relleno de microfracturas por cristales muy finos de anfíbol. Los piroxenos de los gabros presentan variaciones dependiendo de su forma de cristalización. Los ortopiroxenos se presentan en cristales subhedrales a euhedrales de hábito prismático y representan normalmente 2/3 del total de los piroxenos. Los clinopiroxenos tienen formas menos bien desarrolladas siendo principalmente cristales subhedrales a anhedrales que exhiben partición bien desarrollada y láminas de exsolución a hiperstena. Una característica común a los piroxenos es su alteración variable a uralita. Esta alteración (recristalización) está acompañada por la exsolución de una fase opaca que comienza como textura schiller y termina reemplazando hasta el 50% de los cristales dejando un agregado de cristalitos opacos redondeados. En casos extremos de recristalización los anfíboles han crecido en continuidad óptica formando un cristal único que

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ocupa toda la sección delgada y encierra poikilíticamente las fases no susceptibles de anfibolitización. Los minerales opacos no se identificaron, pero se observa que se presentan dos fases; una intersticial y otra formada por exsolución durante la anfibolitización de los piroxenos. La composición química de las fases cristalinas en los niveles de gabronoritas ilustra claramente la diferenciación química de un líquido toleítico, definida por el incremento con el fraccionamiento en la relación FeO:MgO (Figura 7, Nivia, 1993, 1996). En olivinos de las noritas olivínicas —restringidas a la parte inferior de secuencia de gabronoritas cumulíticas— la composición varía cerca de Fo 77.8 (que contrasta con Fo 80.5 reportado en las websteritas olivínicas). Los ortopiroxenos varían por su parte de En 80 en noritas olivínicas de la parte inferior del horizonte de gabronoritas cumulíticas, a través de En 66 en gabronoritas del mismo horizonte hasta En57 en las gabronoritas estudiadas más diferenciadas del horizonte de gabronoritas isotrópicas. Los clinopiroxenos -esencialmete salitas y augitas- presentan composiciones en el rango Ca 36Mg44Fe20 y Ca47Mg38Fe15. La variación en la composición de las plagioclasas está menos definida entre los diferentes tipos de roca, variando cerca de An 90 . Análisis de microsonda realizados en el centro y borde de un solo cristal muestran, sin embargo, la cristalización de líquidos intercumulíticos fraccionados alrededor de primocristales de composición menos diferenciada.


Características sobresalientes de los gabros en el campo son una deformación penetrativa bien marcada, normalmente paralela a subparalela al bandeamiento, y la alteración variable de los piroxenos a anfíboles hasta el extremo que algunas rocas se podrían designar mejor como anfibolitas. Localmente los gabros han sufrido eventos menores de fusión y removilización de materiales que han conducido a la formación de texturas migmatíticas que presentan contactos claramente intrusivos de gabros gruesocristalinos entre gabros bandeados de tamaño de cristales menor. Estas texturas han sido normalmente interpretadas como producidas po r procesos ‘tipo sedimentario’ durante la acumulación en una cámara magmática (Barrero, 1979; Baldión et al.,1991).

5.2.4 Gabro de Riofrío (Kubgf) La prolongación hacia el sur de los gabros del Complejo Ultramáfico de Bolívar fue definida por Barrero (1979) como el Gabro de Riofrío y sus límites corresponden con las fallas de Roldanillo y Cali. Se trata de un bloque de 14 km de largo, orientado en sentido norestesuroeste, que se encuentra expuesto en los municipios de Bolívar, Riofrío y Trujillo. Otro bloque plutónico pequeño de composición similar aflora unos 3 km al sur del gabro principal y se asume que representa parte del mismo cuerpo. En la carretera principal Trujillo - Riofrío se observan buenos afloramientos de esta secuencia que consiste en una alternancia cumulítica de gabros y gabros olivínicos que gradan lateralmente a anfibolitas y


doleritas anfibolitizadas. Ambos tipos de gabro presentan texturas y estructuras, par tic ula rment e ba nde amient o, que indican generación por asentamiento de cristales cúmulos. El gabro olivínico presenta capas gradadas con bases de cristales gruesos ricas en olivino y techos fino-cristalinos pobres en este mineral. El gabro olivínico consiste en 30-40% de olivino, 30-40% de plagioclasa, 10-15% de clinopiroxeno y 3-5% de opacos además de trazas de espinela, mientras que el gabro está compuesto de 60-90% de plagioclasa, 30-50% de clinopiroxeno, 25% de olivino y cantidades menores de opacos, existiendo un rango completo de composiciones entre estas dos variedades. En general, los cristales de olivino presentan anillos de reacción de clinopiroxeno y están ligeramente alterados a serpentina; la plagioclasa es de composición labradorita y se presenta variablemente alterada a epidota. Es notable también la presencia de hornblenda secundaria, uralitizada, formada a partir de clinopiroxeno. De acuerdo con Barrero (1979), el Gabro de Riofrío presenta una aureola de contacto de dolerita hornfélsica donde se pu ed en reconoce r dos as oci ac iones minerales de metamorfismo de contacto: (a) hornblenda - plagioclasa con reliquias de piroxeno y (b) epidota-tremolita-clorita. Barrero sugiere que la ausencia de hornfelsa piroxénica que contrasta con una extensa aureola de metamorfismo es el resultado de un contenido de agua relativamente alto durante la intrusión.

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5.2.5 Gabro de Río Volcán (Kgv) Este cuerpo elongado en sentido norestesuroeste está pobremente expuesto y aflora en un área de aproximadamente 40 km2 en los municipios de Yotoco, Darién y Riofrío, entre las Fallas de Dagua-Calima y Roldanillo. Esta última produce cataclasis y truncamiento de su margen oriental. Barrero (1979), quién definió esta unidad, indica que se trata de un stock zonado con un núcleo olivínico y una aureola piroxénica. También reporta contactos intrusivos conspicuos por la presencia de xenolitos de basaltos de la encajante Formación Volcánica, y en el río Volcán, una aureola de metamorfismo de 400 m de ancho consistente en una zona interna de hornfelsa hornbléndica y una externa de hornfelsa de epidota. La siguiente síntesis está basada en Barrero (1979) a quién se refiere al lector para mayores detalles. El gabro exterior consiste en 60-70% de plagioclasa (labradorita), 25-30% de clinopiroxeno (? diálaga) y cantidades variables de opacos, hornblenda secundaria -que en ocasiones reemplaza completamente el piroxeno- epidota y cuarzo. La presencia de bandeamiento y gradación indican que el gabro es, al menos en parte, cumulítico. El gabro olivínico interno está compuesto de 50-60% de ortopiroxeno, 10-15% de clinopiroxeno, 15-20% de olivino y 25% de anfïbol. El olivino normalmente se presenta como una fase de fenocristales.

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5.2.6 Stock del Muñeco (Kghm)

5.2.7 Stock de Zabaletas (Kgz)

Este plutón identificado inicialmente por Barrero (1979) y definido por Aspden et al. (1985) es un gabro hornbléndico localizado aproximadamente 5 km al oeste de la cabecera municipal de Yotoco. La carretera Loboguerrero-Buga ofrece una sección meteorizada a través de este cuerpo. En general, está cubierto por un regolito grueso y en consecuencia sus límites no están bien definidos, pero parece ser elongado en dirección nortesur con un área de afloramiento de 10 km2 aproximadamente. La intrusión contiene abundantes xenolitos de basalto y su margen oriental está asociada con una serie de silos de basaltos alterados. Dentro de la zona de contacto occidental existen basaltos verde-oliva oscuros y tobas. Los metabasaltos consisten en anfíboles de grano fino, clorita, albita y en cantidades menores cuarzo y epidota (Rodríguez, 1981). Dentro del área de afloramiento de la intrusión se presentan bloques de composición trondjhemítica similares a los del Stock del Tambor (Cf : 5.2.8.2), pero su relación con el gabro se desconoce. El gabro varía de grano fino a localmente pegmatítico. Consiste en labradorita y hornblenda en proporción aproximada de 60:40. El anfïbol está cloritizado en diferentes proporciones. Cuarzo, clorita y opacos se presentan en agregados intersticiales. En esta posición se presenta también cuarzo en intercrecimiento con plagioclasa.

Este plutón, definido por Aspden et al. (1985) aflora al este de la Estación de Policía Municipal de Zabaletas (Municipio de Restrepo) de la cual recibe su nombre. En superficie es elongado en dirección norte-sur con una longitud de 6.5 km y un ancho máximo de 2 km, estando truncado en su extremo norte por la Falla Dagua-Calima. La roca, que en general se encuentra meteorizada, es meso-melanocrática con considerable variación en la distribución mineral y tamaño de los cristales que varían de medio a muy gruesos y son localmente pegmatíticos. La distribución mineral heterogénea da a la roca una textura manchada en la que la proporción de piroxeno a plagioclasa varía de 20:80 a 70:30. Localmente se presentan áreas irregulares de material más ácido. La textura es idiomórfica, granular a dolerítica. El piroxeno es augita y presenta reliquias de ortopiroxeno en algunos núcleos. Las plagioclasas están saussuritizadas y/o manchadas por epidota-clinozoisita. Los opacos, por su parte, son esqueléticos con láminas de exsolución alteradas a leucoxeno. La presencia de intercrecimientos seudográficos intersticiales de cuarzo y plagioclasa sugiere tendencias toleíticas y enfriamiento relativamente rápido a profundidades intermedias. Las áreas de material más ácido están representadas por un cuarzo gabro-diorita leucocrática compuesta por plagioclasa moderadamente fresca de composición andesina a labradorita, cuarzo (20%) y cantidades menores de clinopiroxeno


(5%); estos últimos incluyen tanto augita como pigeonita variablemente alterados a clorita y/o anfíbol, en particular alrededor de los bordes. Otros productos de alteración incluyen clinozoisita, pumpellyita, esfena y calcita. En el extremo sur de la intrusión ocurren grandes bloques de felsita afírica consistente en un agregado microcristalino de plagioclasas subhedrales y cuarzo anhedral. La relación de estos bloques con el cuerpo principal del Stock de Zabaletas es incierta.

5.2.8 Stock de El Tambor (Kgt, Ktt) El Stock de El Tambor, descrito originalmente por McCourt et al.(1985b), es un plutón compuesto tonalita (trondhjemita)-gabro que aflora en los municipios de Vijes y Restrepo, cubriendo alrededor de 30 km 2. La Falla de Roldanillo afecta su margen occidental y su límite noreste también está controlado por fallas. Inmediatamente al norte de Restrepo y del stock principal afloran dos pequeños apófisis de tonalita ( Cf : McCourt et al., 1985b), que se consideran parte de esta misma unidad. La presencia de xenolitos de gabro en la tonalita y la ocurrencia de diques de composición tonalítica y aplítica dentro del gabro indican que el gabro fue la primera fase en ser emplazada. 5.2.8.1 Gabro del Tambor (Kgt)

Es una roca verde pálida de grueso a medio-cristalina compuesta por dos clinopiroxenos y plagioclasa. Los pirox enos son augita y pigeonita, pr es entá ndos e la pr im er a en ma yor

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proporción (Aspden, 1984). Los cristales de clinopiroxenos son por lo general anhedrales y se encuentran frescos o con uralitización y/o cloritización incipiente en los bordes. Se presentan también anfiboles con núcleos relíquias de piroxeno que sugieren reemplazamiento magmático tardío de los primeros por los segundos. Las plagioclasas, de composición labradorita, son euhedrales y presentan varios grados de saussuritización. Aunque la mayoría de los cristales no muestran evidencia de corrosión, algunas plagioclasas en contacto con cuarzo están reabsobidas. Opacos anhedrales, euhedrales y algunos esqueléticas constituyen los minerales accesorios más importantes. El cuarzo que ocupa una posición intersticial varía en abundancia de muy escaso a 20% de la moda en algunas fases félsicas. Localmente tiene una relación seudográfica con la plagioclasa pero generalmente forma agregados asociados a anfíbol verde fibroso y/o clorita. En las márgenes oriental y occidental de la intrusión tonalítica principal, se presentan dos pequeños cuerpos ovalados de cuarzo-gabro. Estos consisten en cuarzo (hasta el 15%), plagioclasa, piroxenos (aproximadamente 20%) , anfíbol y cantidades menores de biotita. La plagioclasa, de composición labradorita, se presenta en cristales frescos subhedrales a euhedrales con zonación oscilatoria y parcheada. Se presentan tanto clinopiroxeno (augita) como hiperstena, siendo más abundante la augita. Algunas augitas contienen núcleos de hiperstena, mientras que en otras los borden muestran alteración a anfíbol

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(? hornblenda) y clorita. Muy oligoclasa a andesina similar a la de los ocasionalmente se presenta biotita en bordes externos de los cristales zonados. cristales anhedrales parcialmente La hornblenda se presenta en agregados alterados a clorita. El cuarzo es intersticial de cristales irregulares, fuertemente y en algunas muestras presenta evidencia pleocróicos, de color verde oscuro que de cizallamiento. ocasionalmente presentan tinción azulosa. La composición del anfíbol en las 5.2.8.2 Tonalita del Tambor (Ktt) leucotonalitas es probablemente Esta unidad varía en composición de ferrohastingsita (Aspden, 1984). La cuarzo-diorita a leuco-tonalita o biotita, se presenta en cristales anhedrales trondhjemita. Es color gris claro y su generalmente asociados a los máficos. textura varía de fino a muy gruesocristalina. Los minerales esenciales Los diques de composición variable entre incluyen cuarzo y plagioclasa; anfïbol y leucotonalita y cuarzodiorita exhiben una biotita se presentan como accesorios mineralogía similar a la descrita principales, mientras que opacos, esfena, anteriormente, excepto que en las clinozoicita y apatito son los accesorios plagioclasas la zonación parcheada es secundarios. Las fases máficas menor y la biotita, alterada ampliamente a clorita, es más abundante. constituyen 10-15% de la roca. El cuarzo alcanza el 40% de la moda. En las variedades más básicas se presenta como agregados de cristales anhedrales, intersticial entre las plagioclasas, mientras que en las leucotonalitas forma acumulaciones de cristales de tamaño grueso. Los intercrecimientos simplécticos con plagioclasa son comunes. En varias localidades se observa en los cuarzos extinción ondulatoria y recristalización inducida por tensiones. Las plagioclasas son euhedrales a anhedrales y corroídas en diferentes proporciones. Presentan saussuritización restringida a los núcleos o las bandas oscilatorias ricas en molécula anortita. La composición varía desde An 60 en los núcleos a An 30 en los bordes (Aspden, 1984). Pequeños cristales no zonados de estadios tardíos tienen composición

5.2.9 Stock de El Palmar (Kgp y Khgp) Esta unidad fué definida por Aspden et al.(1985). Se trata de un plutón elongado de aproximadamente 40 km 2, que se extiende aproximadamente 16 km en dirección norte-sur y 5 km en dirección este-oeste. Sin embargo, esta región, que comprende las localidades de El Palmar y El Carmen (municipio de Dagua), presenta una espesa cubierta de regolito por lo que la delimitación de la unidad se realizó a partir del examen de bloques presumiblemente in situ. A pesar de su pobre exposición se han identificado dos fases diferentes. Dos terceras partes del área cartografiada consisten en gabro ortopiroxénico, mientras que el resto corresponden a dos cuellos posteriores de gabro hornbléndico que afloran en sectores de El Palmar y Borrero Ayerbe (Cf : Aspden et al.,1985).


5.2.9.1 Gabro ortopiroxénico (Kgp)

Presenta color verde oliva oscuro, es grueso-cristalino y su composición varía de gabro hipersténico a norita dialágica. El mineral esencial es plagioclasa y los accesorios principales incluyen ortopiroxeno y clinopiroxeno. Se presenta una fase opaca como accesorio secundario. El ortopiroxeno es hiperstena que se presenta en grandes cristales euhedrales con tamaños que alcanzan 5-6 mm, generalmente frescos, con desarrollo de gotas o láminas de exsolución a clinopiroxeno y alteración marginal ocasional a anfíbol y clorita. 5.2.9.2 Gabro hornbléndico (Khgp)

Sus minerales constituyentes esenciales son plagioclasa y cuarzo y el accesorio principal es anfíbol. Este último es hornblenda y se presenta en cristales irregulares, anhedrales a subhedrales constituyendo entre el 15% y el 60% de la roca. Muchos cristales están alterados a uralita y/o clorita y en algunos núcleos se observan reliquias de clinopiroxeno. La plagioclasa, de composición labradorita a andesina, está generalmente saussuritizada y manchada con clinozoisita. El cuarzo, se presenta en inclusiones menores intersticiales o en intercrecimientos simplécticos con plagioclasa. Los minerales accesorios incluyen apatito y clinozoicita.

5.2.10 Stock del 18 (Kqd) Aspden et al. (1985) definieron con este nombre un cuerpo de gabro de aproximadamente 2 km 2 que aflora en las cercanías del km 18 de la carretera CaliDagua. Sus contactos no se han

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observado pero la presencia de basaltos recristalizados en sus alrededores sugieren relaciones intrusivas. Varios diques cuarzo-dioríticos, meteorizados, con rumbo norte y espesor máximo de 1.5 m cortan las rocas en los alrededores pero su relación con el stock se desconoce. La roca, constituida por plagioclasa y piroxeno, es gr ueso-cristalina y localmente pegmatítica. La textura en las variedades grueso cristalinas es granular alotriomórfica mientras que en las variedades pegmatíticas consiste en un intercrecimiento de listones tabulares de plagioclasa y piroxeno. Los cristales individuales tienen entre 3-4 cm de longitud y presentan orientación que sugiere asentamiento cumulítico. Las plagioclasas son de compo sición labradorita, están saussuritizadas observándose en los cristales más frescos zonación normal ocasional. Los piroxenos, de composición augítica, tienen dos formas de presentación: unos de forma elongada característica y otros más pequeños, anhedrales. Los primeros contienen inclusiones irregulares de los segundos y de opacos anhedrales. Los piroxenos muestran además uralitización incipiente y pueden presentar márgenes alterados de anfibol gris pálido a marrón. Se presentan también cantidades muy pequeñas de cuarzo intersticial.

5.2.11 Stock de Villa Carmelo (Kgc) Este pequeño stock está localizado inmediatamente al este de Villa Carmelo (Municipio de Cali). Se dispone de pocos detalles petrográficos pero parece que la intrusión consiste esencialmente en gabro clinopiroxénico con concentraciones

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menores del material cuarzodiorítico. Las plagioclasas se presenta en listones Aunque de acuerdo con Verdugo & anhedrales de 2 mm de longitud máxima Aspden (1985), quienes definieron la con saussuritización variable. La unidad, se incluye este cuerpo dentro de presencia de titanomagnetita como una los gabros cogenéticos con la Formación fase original se concluye de la presencia Volcánica, los análisis geoquímicos de de márgenes de esfena y laminillas de esta unidad (Nivia, información inédita) exsolución, alteradas a leucoxeno. indican que se trata probablemente de una Intersticialmente se presentan cantidades fase básica del Stock de Pance menores de cuarzo, comúnmente asociado (Cf : sección 6.4.3.). a anfíboles aciculares y/o clorita y en algunas muestras se presenta también 5.2.12 Intrusivos Gabroides pumpellyta y zeolitas. Innominados (Kg) Varios cuerpos pequeños de gabro con 5.2.13 Metamorfismo textura y mineralogía afines a las doleritas Las características de deformación de las de la Formación Volcánica afloran en rocas ultramáficas y máficas de la PLOCO diferentes localidades dentro de la sugieren un evento principal de Cordillera Occidental. Este grupo incluye metamorfismo dinámico. Su principal tanto pequeños stocks como cuellos, consecuencia fue la deformación variable diques y silos. Dado su pequeño tamaño de estas rocas de acuerdo con su su localización sólo se muestra en las competencia. Las escamas más espesas planchas a escala 1:100.000 a las cuales de gabro son masivas. Sin embargo, es se refiere al lector. más frecuente que se presenten en Los gabros son rocas de clinopiroxeno y escamas imbricadas delgadas con plagioclasa, de cristales medio a muy desarrollo de foliaciones. Cuando se trata gruesos, con textura generalmente de rocas con bandeamiento mineralógico, dolerítica. Se caracterizan por la la foliación es paralela a subparalela con presencia de piroxenos augíticos con el bandeamiento. Es común el desarrollo maclamiento simple. Algunos cristales de lineaciones definidas por porfiroclastos muestran exsolución laminar. Piroxenos elongados paralelos a la dirección de intersticiales anhedrales con valores de 2V foliación. La mayor parte de las rocas menores de 30 o sugieren la presencia de ultramáficas ocurre en escamas delgadas milonitizadas y pigeonita. Algunos piroxenos están intensamente parcialmente uratilizados o presentan serpentinizadas que presentan, en aureolas de alteración a anfíbol fibroso consecuencia, destrucción de su y/o clorita. En algunas localidades los paragénesis y estructuras originales. Otra cristales más grandes de augita tienen característica de estas rocas es la núcleos irregulares de pigeonita. Un alteración local variable de los piroxenos punteado muy pequeño de opacos se a anfíboles, que sugiere un ambiente presenta algunas veces en los piroxenos cortical de alta circulación de fluídos hidratados ( Cf : 5.5.2.1). anhedrales.


5.2.14 Geoquímica de los intrusivos máficos cretácicos Los resultados de un número limitado de análisis realizados para elementos mayores, traza y REE en los intrusivos cretácicos de la Cordillera Occidental se presentan en Aspden (1984) y Aspden & McCourt (1986a). Estos autores sugieren que estos datos y las evidencias de campo, petrográficas y geocronológicas indican que los intrusivos están genéticamente relacionados con los basaltos de la Formación Volcánica. Como evidencia principal, en apoyo de la hipótesis de un mismo sistema magmático para gabros y basaltos, los citados autores resaltan la similitud (paralelismo) que presentan los patrones REE en los dos tipos de rocas. Las diferencias relativas en los contenidos de estos elementos, bajos en gabros y altos en basaltos, se pueden explicar como el resultado del asentamiento de cristales cúmulos en los gabros y la concentración de los REE (incompatibles con las fases cumulíticas) en el fundido residual. Otra diferencia en los patrones de REE que favorece la hipótesis anterior, es la presencia de anomalías positivas de Eu en los gabros que sugieren componentes ricos en plagioclasa. La saussuritización preferencial de los núcleos de estas últimas puede ser una evidencia indirecta para soportar la idea de material rico en anortita (? cumulado). Los análisis de la Trondhjemita del Tambor (Aspden, 1984) indican que se trata de granitoides bajos en K 2 O (plagiogranitos) con patrones REE característicos por un enriquecimiento en

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LREE y por presentar anomalías negativas de Eu moderadas a fuertes. En términos generales estos perfiles son similares a los descritos en plagiogranitos de las dorsales oceánicas (Coleman & Peterman, 1975) pero su enriquecimiento en LREE es atípico de estos (plagiogranitos derivados de MORB y ofiolitas: Aldiss, 1981) normalmente pobres en REE. Aspden (1984) y Aspden & McCourt (1986a) indican que este tipo de plagiogranito es más característico de secuencias volcano-sedimentarias asociadas a arcos de islas. Sin embargo, los enriquecimientos en las LREE son también característicos de los magmas producidos por la fusión de plumas de manto profundo no sometido a extracción previa como en el caso de las dorsales oceánicas. Modelos teóricos de cristalización fraccionada permiten derivar los patrones de REE de la Trondjhemita del Tambor a partir de patrones como los mostrados por los basaltos de la Formación Volcánica. Utilizando también modelos teóricos es posible, por adición de fases cumulíticas, generar los patrones de REE de los gabros a partir de fundidos con las características mostradas por los basaltos. Estos modelos teóricos favorecen, por lo tanto, la hipótesis de que tanto plagiogranitos como gabros son cogenéticos con los basaltos.

5.2.15 Edad En las rocas ultramáficas y máficas de la PLOCO se han realizado varias dataciones radiométricas. Sin embargo, dado su bajo bajo contenido en K y Rb es probable que estos datos solo permitan

56

establecer un rango aproximado de su edad. Análisis Rb-Sr realizados en la Trondhjemita del Tambor produjeron una isocrona de 12 puntos que definió una edad de 94+16 Ma, mientras que análisis K/Ar en separados de hornblenda dieron edades de 84+2 y 83+2 Ma (Brook, 1984). Aunque se espera una datación más precisa a partir de la isocrona Rb-Sr, la concentración relativamente baja de Rb y el escaso rango de relación Rb-Sr dieron como resultado una edad de pobre precisión. Por lo tanto, la edad obtenida por el método K/Ar es preferible como un mejor estimativo de la edad de cristalización (Brook, 1984). Barrero (1979) considera que el Complejo Ultramáfico de Bolívar intruye las rocas volcánicas y reporta una una edad (K/Ar en hornblenda) de 88.8+13.8 Ma para una anfibolita fino-cristalina que considera producto de metamorfismo de contacto. Por otra parte, tanto el Macizo de Ginebra como la Formación Amaime, han sido reportados como intruidos por el Batolito de Buga. McCourt et al.(1984) creen que las dataciones radiométricas de este cuerpo: 113+10 Ma (K/Ar en hornblenda, Toussaint et al.,1978), 99+4 Ma (Rb-Sr en biotita, Brook, 1984) y 68-89 Ma y 114+3 Ma (edades minerales discordantes K/Ar: Brook, 1984), indican que su intrusión fue anterior a 100 Ma y consideran, por lo tanto, la edad de las unidades intruidas como cretácica inferior a jurásica. Sin embargo, el amplio rango de los resultados de estas dataciones sugiere que la edad de cristalización de este cuerpo es aún problemática.


5.2.16 Correlaciones Escamas imbricadas de plutonitas de composición ultramáfica correlacionables con los niveles correspondientes de las unidades de Ginebra y Bolívar afloran a lo largo de la PLOCO. No obstante, su preservación es menor y presentan, en general, áreas de pequeña exposición e intensa deformación y serpentinización. La Ultramafita de Puente Umbría-La Isla (Estrada & Viana, en revisión editorial) representa un ejemplo de las primeras. Aspden & McCourt (1986b) y Espinosa (1985) consideran el Macizo Ofiólitico de Ginebra y la Formación Amaime como unidades relacionadas genéticamente pero independientes de aquellas de la Cordillera Occidental. Con este criterio, y considerando su posición estructural, se correlaciona este macizo con rocas similares encontradas a lo largo del flanco occidental de la Cordillera Central tales como el Complejo Ofiolítico de los Azules (Espinosa, 1980), y los complejos de rocas ultrabásicas de La Sierra y El Encenillo (Orrego, 1993). A lo largo de la PLOCO se encuentran cuerpos de gabro cuyas características litológicas y cronológicas permiten establecer correlaciones con las unidades de gabro descritas. Entre ellos sobresalen el Gabro de Anserma, el Gabro Uralítico de Belen de Umbría (Estrada & Viana, 1993); el Plutón de Mistrató (Calle et al., 1984; Estrada & Viana, 1993), el Gabro de Altamira (Mejía et al.,1983a y b), El Stock de Buriticá y el Batolito de Sabanalarga (Alvarez, 1983; Mejía et al., 1983a). Los tres últimos presentan además una fase ácida asociada que


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permite su comparación con cuerpos En general son rocas afíricas, aunque se compuestos como los stocks del Tambor, observaron también variedades río Volcanes y el Complejo Ultramáfico porfiríticas que contienen fenocristales de de Bolívar que presentan uná fase olivino serpentinizado o seudomorfos en diferenciada de composición clorita; con menor frecuencia se observan trodhjemítica. microfenocristales de clinopiroxeno soportados en una matriz esferulítica de 5.3 ROCAS VOLCANICAS BASICAS clinopiroxeno y plagioclasa. Estas Asociadas a las plutonitas descritas variedades se podrían describir más previamente afloran escamas de basaltos apropiadamente como picritas y podrían y doleritas que se han agrupado en las corresponder a las lavas ultramáficas formaciones Volcánica y Amaime descritas por Spadea et al.(1989). (Cuadro 4). Sus afloramientos consisten Los basaltos y doleritas tienen texturas esencialmente en lavas basálticas hialinas a holocristalinas de tamaño afaníticas y afirícas; y silos y diques medio. Los basaltos vítricos contienen doleríticos. Localmente se presentan abundantes micro-amígdalas y esferulitos secuencias estratificadas de tobas básicas incipientes colocados en una matriz o marcadamente bimodales basáltico- seudo-isotrópica de basalto palagonítico. riolíticas como la Felsita de Vijes. Un mayor grado de cristalinidad conduce Asociados a estas rocas se presentan invariablemente a texturas interseptales. también cantidades menores de brechas En estas últimas es ubicua una mesostasis volcánicas y delgados horizontes intersticial constituida por material vítreo sedimentarios. recristalizado a clorita, asociado con cristalitos de cuarzo y minerales opacos; 5.3.1 Litología y Petrografía su abundancia, inversamente proporcional Estas rocas volcánicas son de color verde al tamaño de cristales, puede alcanzar que varía de oliva a grisáceo. Por lo entre 1 y 3% aún en doleritas de mayor general ocurren en flujos masivos que tamaño de cristales. presentan algunas veces desarrollo de Los basaltos y doleritas holocristalinos diaclasamiento columnar. También se están compuestos de 30-50% de presentan horizontes de lavas plagioclasa, 40-60% de clinopiroxeno y almohadilladas con sus características minerales opacos que en casos extremos márgenes de enfriamiento de 2 a 3 cm en pueden alcanzar el 20% de la moda. Los palagonito y, en los espacios entre clinopiroxenos se encuentran frescos, con almohadillas, brechas de fragmentos de ocasional uratilización y desarrollo de la misma composición cementados con clorita a lo largo de los bordes o las trazas cuarzo, calcita, clorita o epidota. Tanto de clivaje. Los clinopiroxenos de las las almohadillas como los topes de doleritas presentan cristales zonados con algunos flujos masivos contienen con bordes marrón oscuro formando frecuencia amígdalas bien preservadas. estructuras reloj de arena debido a un enriquecimiento en Fe (Figura 9) y Ti. Su

58


Hedembergita

Diópsido

b

a

c

d Ferrosilita

Enstatita

Figura 9. Campo composicional definido por piroxenos de las rocas volcánicas básicas de la PLOCO. Las líneas de unión conectan análisis en el núcleo y borde del mismo cristal. Muestras: a = basalto, Formación Amaime; b y c = basaltos Formación Volcánica; d = dolerita, Formación Volcánica (Modificado de Nivia, 1987).

composición determinada con la microsonda electrónica varía de augita a endiópsido en los basaltos, mientras que en las doleritas tienen contenidos menores de CaO siendo exclusivamente augitas (Figura 9). Anortita a

Albita

b

c d

et al., 1982); más comúnmente los

cristales de plagioclasa se presentan nublados por un polvo arcilloso marrón. La composición de las plagioclasas de algunos basaltos frescos varía entre An 67 y An50 y entre An72 y An55 en las doleritas (Figura 10). En la mayoría de los basaltos, sin embargo, se presenta un reemplazamiento de albita (An 4-0; Figura 10b y c) por la plagioclasa cálcica pero se preservan las formas originales de las plagioclasas en tabletas y microlitos. Los opacos son abundantes (>10% en volumen) y consisten principalmente en magnetita y titano-magnetita con láminas de exsolución de ilmenita alteradas a Ortoclasa leucoxeno.

Figura 10. Campo composicional definido por plagioclasas de las rocas volcánicas básicas de la PLOCO. Descripción de las muestras como en la Figura 9 (Modificado de Nivia, 1987).

Las plagioclasas se presentan en tabletas subhedrales a euhedrales, generalmente turbias y muestran diferentes grados de alteración. Los productos de alteración incluyen mica blanca, clinozoicita, epidota, calcita y pumpellyita (Millward

5.3.2 Metamorfismo Las rocas volcánicas básicas de la PLOCO presentan asociaciones de minerales en las que se pueden reconocer tres facies metamórficas: zeolita, prehnita pumpellyi ta y menos comúnmente esquisto verde, interpretadas normalmente como productos de metamorfismo regional (Barrero, 1979: Millward et


al.,1982) de tipo bárico de presión media

y temperatura baja (Rodríguez, 1981). La ausencia de deformación penetrativa, la buena preservación de las formas cristalinas originales de las tabletas de plagioclasa aun en las cálcicas que han sido reemplazadas completamente por albita (Figura 10b y c), y la presencia de esfena (Barrero, 1979) como la fase estable de titanio; indican sin embargo, que se trata de metamorfismo hidrotermal asociado a la circulación de agua del mar promovida por la alta temperatura en los focos de vulcanismo que dieron origen a estas rocas ( Cf : Humphris & Thompson, 1978; Stern & Elthon, 1979).

5.3.3 Geoquímica Las características químicas de las vulcanitas básicas de la PLOCO se sintetizan en la Figura 11 y en los cuadros 5 y 6. De acuerdo con los contenidos de SiO2 y alcalis reportados (Barrero, 1979; Millward et al., 1984; Aspden, 1984; Nivia, 1987; Kerr et al.,1997a) estas rocas se clasifican químicamente (Le Bas et al., 1986) como basaltos y andesitas basálticas, resultando las últimas, sin embargo, por procesos de alteración secundarios (Nivia, 1989). Con respecto a su norma CIPW todas las muestras basálticas, presentan hiperstena y caen dentro de los volúmenes de las toleítas olivínicas o de las cuarzo-toleítas en el tetrahedro Ol -Ne-Di-Qz (Yoder & Tilley, 1962). Su carácter toleítico lo confirman el enriquecimiento de FeO* en un diagrama AMF y el incremento de FeO* y TiO 2 con el incremento de la relación FeO*/MgO (Nivia, 1987).

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Las características de los elementos traza en estas rocas se sintetizan en los diagramas multielementales de variación de la Figura 11. En estos se muestra el contenido de elementos incompatibles en las muestras, normalizados con respecto a la composición del manto primigenio (Wood et al., 1979). Estos diagramas tienden a ser horizontales desde Y hasta La, incrementándose en Nb y decreciendo desde Nb hasta Rb mostrando en consecuencia, una anomalía positiva para Nb. El valor de la razón La/Nb es característico de la secuencia y varía entre 0.52-0.8. La relación Zr/Nb es moderadamente alta variando entre 9.7 y 17.8, valores característicos de los MORBs de tipo T definidos por Tarney et al.(1980) en el Atlántico Norte. Los pa tr ones normaliz ados de REE con respecto a los condritos (Figura 11C y 11D) son planos o con muy ligero enriquecimiento y empobrecimiento de las LREE (Ce N/Yb N varía entre 0.9 y 1.1). Algunos basaltos de la Formación Amaime presentan un mayor enriquecimiento en las LREE (Ce N/Yb N = 2.6 - 3.6). En ningún tipo de patrón de REE de los basaltos de la Formación Amaime se observaron anomalías para Eu, mientras que se observaron ligeras anomalías negativas para este elemento en las muestras de Formación Volcánica.

5.3.4 Unidades de cartografía geológica En el Valle del Cauca, las rocas volcánicas básicas de la PLOCO fueron agrupadas originalmente dentro del Grupo Diabásico (Nelson, 1957; Barrero, 1979). McCourt et al.(1984) postularon que las evidencias

60

Alvaro Nivia Guevara 100

100

A

B

o i n e g i m i r p o t n 10 a M / a r t s e u M

10

1

1 Rb Ba Th K Nb La Ce Sr Nd

P

Zr Ti

Y

Rb Ba Th

K Nb La Ce

Sr Nd

P

Zr

Ti

Y

100

100

C

D

s o t i r d n o C10 / a r t s e u M

10

1

1 La Ce

Nd

Sm Eu Gd

Dy

Er

Yb Lu

Formación Amaime AN192

AN198

AN184a

GTJ422

La Ce

Nd

Sm Eu Gd

Dy

Er

Yb Lu

Formación Volcánica AN189

AN78

AN148

AN124

AN63

AN164

AN104

Figura 11. Diagramas de variación multielemetal, normalizados contra el manto primigenio (A:

Formación Amaime; B: Formación Volcánica) y de variación de tierras raras, normalizados contra los condritos (C: Formación Amaime; D: Formación Volcánica) de rocas volcánicas de la PLOCO (Modificado de Nivia, 1987).

geocronológicas permitían su separación en dos unidades diferentes, las formaciones Amaime y Volcánica. Esta separación parecía justificada además, p orqu e segú n estos au tores, y posteriorm ente Aspden & M cCourt

(1986b), cada unidad representaba dos ambientes diferentes de generación. Los últimos autores propusieron que las rocas de la Formación Amaime y las unidades correlacionables hacían parte del Terreno Amaime, un “terreno sospechoso”


61

Muestra AN184A GTJ422 BX143 AN189 AN78 AN148 AN124 AN63 AN104 Elementos mayores (% en peso) SiO2 51,30 50,50 52,40 50,29 49,62 50,53 50,70 50,73 50,11 TiO2 0,66 1,08 1,31 2,33 1,46 1,34 1,41 2,06 1,00 Al2O3 13,7 14,40 13,3 14,15 13,33 13,63 12,93 13,21 14,63 Fe2O3a 10,37 10,24 12,83 12,76 13,80 14,50 14,86 15,53 10,50 MnO 0,17 0,17 0,21 0,18 0,19 0,20 0,20 0,20 0,18 MgO 9,39 8,50 6,78 7,41 7,89 6,71 6,33 6,31 8,34 CaO 11,83 12,98 10,61 11,55 9,86 10,65 10,38 7,08 12,85 Na2O 2,72 1,65 2,08 1,93 2,35 2,35 2,04 3,43 2,17 K 2O 0,14 0,18 0,15 0,55 0,04 0,09 0,04 0,89 0,48 P2O5 0,07 0,09 0,10 0,22 0,12 0,10 0,11 0,17 0,08 Total 99,45 98,90 98,65 100,25 97,46 98,83 99,71 98,28 99,42 PPC% 2,07 ND ND 1,22 2,8 1,48 0,38 1,91 2,34 Elementos traza en ppm V 263 289 395 365 371 358 422 422 315 Cr 717 437 150 374 90 93 67 68 231 Ni 148 140 75 126 68 82 68 70 98 Zn 70 ND ND 104 101 111 123 136 88 Ga 13,6 ND ND 22 18,2 18,8 20 21 18,4 Rb 2,8 2,0 DLD DLD 11,8 2,0 2,0 8,1 1,0 Sr 103 102 83 262 167 89 90 109 150 Y 13,5 18 28 28 27 29 28 41 25 Zr 31 55 62 142 75 65 51 113 61 Nb 3,0 5,0 6,0 16,8 5,4 5,5 4,1 7,4 4,9 Ba 41 53 32 105 50 36 32 122 301 La 2,8 3,7 ND 11,1 3,2 3,0 1,7 5,2 2,7 Ce 4,7 9,4 ND 28 10,5 9,0 9,3 15,2 7,8 Nd 3,3 7,3 ND 17,9 8,4 8,1 6,6 12,5 6,8 Th 0,3 0,4 ND 2,1 0,6 0,5 0,4 0,8 0,5 Relaciones interelementales seleccionadas Ti/Zr 129 119 128 99 118 123 165 110 98 Zr/Nb 10 11 10,3 8,5 13,9 12,0 12,6 15,3 12,6 Zr/Y 2,3 3,0 2,2 5,1 2,7 2,3 1,8 2,7 2,5 P/Zr 9,9 7,1 7,0 6,7 7,0 6,6 9,3 6,5 5,6 Ce N/Y N 1,0 1,4 2,5 1,1 0,9 0,9 1,0 9,0 Norma C.I.P.W. qz 0,0 1,2 5,2 1,4 0,4 1,2 4,3 0,0 0,0 or 0,6 1,1 1,1 3,3 0,0 0,6 0,0 5,0 2,8 ab 23,1 14,2 17,8 16,3 19,9 19,9 17,3 28,8 18,4 an 24,8 31,2 26,2 28,4 25,9 26,4 26,2 18,4 28,7 di 26,8 26,2 21,1 22,2 18,3 21,2 20,3 13,1 27,8 hy 13,2 21,0 22,4 21,7 27,7 24,5 24,3 22,0 11,2 ol 7,8 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 4,0 6,7 mt 2,5 2,5 3,2 3,2 3,5 3,5 3,7 3,9 2,5 il 1,2 2,1 2,4 4,4 2,7 2,6 2,7 3,9 2,0 ap 0,3 0,3 0,3 0,6 0,3 0,3 0,3 0,3 0,3 Elementos mayores recalculados a un total libre de volátiles, aHierro total reportado como Fe 2O3; bValores normalizados con respecto a los condritos; PPC- Pérdidas por calcinación; Val-mg - Valor de magnesio; DLD- Por debajo del límite de detección; ND= no determinado

Cuadro 5. Análisis de lementos mayores y trazas de basaltos de las formaciones Amaime y Volcánica correspondientes a los diagramas de variación multilementales de la Figura 11 (A y B)

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Muestra AN192 AN198 AN189 AN78 AN148 AN124 AN63 AN164 La 1,16 4,40 14,97 4,35 3,70 2,85 6,65 3,37 Ce 2,66 11,03 33,21 11,63 9,52 7,54 16,91 8,62 Nd 2,35 9,39 21,28 9,19 7,59 6,65 13,11 7,44 Sm 0,81 3,07 5,22 2,90 2,52 2,29 4,20 2,35 Eu 0,27 1,08 1,68 1,04 0,87 0,85 1,39 0,85 Gd 0,84 3,69 5,26 3,67 3,30 3,07 5,29 2,95 Dy 0,97 4,11 4,81 4,22 3,99 3,74 6,15 3,30 Er 0,63 2,45 2,75 2,68 2,64 2,51 3,86 2,05 Yb 0,57 2,35 2,43 2,71 2,76 2,63 3,75 1,97 Lu 0,09 0,35 0,35 0,41 0,42 0,39 0,55 0,30 Relaciones entre LREE y HREE Ce N/Yb N 1,1 1,2 3,5 1,1 0,9 0,7 1,1 1,1 Ce N/Sm N 1,4 0,8 1,5 0,9 0,9 0,8 0,9 0,9 Sm N/Yb N 0,9 1,6 2,5 1,2 1,0 0,9 1,2 1,3 Relaciones interelementales normalizadas utilizando los valores de las REE en los condritos (Nakamura, 1974)

Cuadro 6. Análisis de tierras raras de basaltos de las formaciones Amaime y Volcánica, correspondientes a los patrones mostrados en la Figura 11C y D (tomados de Nivia 1987).

generado en una dorsal oceánica, acrecido a lo largo de la Falla Cauca-Almaguer (Sic. Falla Romeral). Para la Formación Volcánica propusieron, a su vez, que representaba un arco de islas acrecido a lo largo de la Falla Cali-Patía. Sin embargo, estudios geoquímicos detallados (Nivia, 1987) demostraron, que las dos unidades presentan las mismas características geoquímicas y petrográficas y, en consecuencia, parecen compartir el mismo ambiente tectónico de generación. A pesar de que la separación de estas unidades es innecesaria en términos de su origen, es factible que los bloques corticales que sirvieron como base para su separación, se hayan acrecido durante eventos diferentes como lo postularon McCourt (1984a), McCourt et al.(1984) y Aspden & McCourt (1986b). 5.3.4.1 Formación Amaime (Ka)

Con este nombre se hace referencia a las vulcanitas básicas que afloran a lo largo del flanco occidental de la Cordillera Central. La unidad consiste en una serie

de basaltos toleíticos masivos con abundantes horizontes de lavas almohadilladas. Localmente se han reportado lavas ultramáficas (Spadea et al.,1989). Esta serie volcánica, limitada en ambos costados por fallas regionales de tendencia NNE, se extiende a través del Departamento del Valle como un cinturón orientado NE-SO de aproximadamente 140 km de largo, que varía entre 5 y 15 km de ancho y cubre áreas de los municipios de Florida, Pradera, Palmira, El Cerrito, Ginebra, Buga, Tulúa, Sevilla y Caicedonia. El límite oriental de estas vulcanitas corresponde a la falla principal del Sistema de Fallas Cauca-Almaguer que define el borde occidental del cinturón de esquistos paleozoicos. Correlaciones. La Formación Amaime haría parte de una serie discontinua de secuencias oceánicas que ocurren a lo largo del flanco occidental de la Cordillera Central asociadas con la Falla CaucaAlmaguer. Al sur, en el Departamento del


Cauca, correspondería con las lavas almohadilladas, picritas, basaltos picríticos, tobas y brechas que forman el tope de los complejos ofiolíticos de El Encenillo, Los Azules (Espinosa, 1980) y Lerma. Por otra parte, la Formación Amaime se ha correlacionado en varios trabajos con El Complejo Quebradagrande; sin embargo, de acuerdo con las evidencias presentadas en 4.3.3.1 esta correlación es incorrecta. Edad. El principal constreñimiento sobre la edad de la Formación Amaime lo constituye su intrusión por el Batolito de Buga. Este plutón produjo una edad Rb/Sr (en biotita y horblenda) de 94+4 Ma (Brook, 1984) que sugiere que la formación de los basaltos de Amaime y su acreción al Oriente Colombiano debe haber ocurrido antes de 100 Ma. De Souza et al.(1984) reportan una edad de 99+3 Ma para las lavas de Los Azules e indican que es probable que se esté datando el metamorfismo del piso oceánico y que la edad del complejo sea albiana. 5.3.4.2 Formación Volcánica (Kv)

Aspden et al. (1985) propusieron el nombre de Formación Volcánica para las rocas volcánicas básicas que afloran en el Departamento del Valle al occidente de la Falla Cali-Patía, limitando en esta forma su área de afloramiento a la Cordillera Occidental. Debido al desarrollo de regolitos espesos y a la presencia de fallas regionales principales, la estructura y estratigráfia detallada de la unidad no están bien establecidas; Sin embargo, las evidencias disponibles indican que la dirección de los flujos

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lávicos es aproximadamente paralela a la dirección principal de elongación de las escamas imbricadas que buzan en general, hacia el este. Estas mismas evidencias sugieren que la unidad es más joven hacia el oeste. A causa de la pobre exposición es difícil seleccionar un área tipo. La carretera Panorama entre Cali y Riofrío ofrece una exposición excelente de la unidad; sin embargo, dada su dirección paralela al rumbo de las estructuras solo expone los horizontes más orientales. La carretera Cali-Dagua, especialmente entre Cali y El Saladito y la carretera a Buenaventura, al oeste de Loboguerrero, proporcionan secciones representativas. El espesor de la secuencia se desconoce pero proba bl emente exc ede varios kilómetros. Correlaciones. La Formación Volcánica representa la porción occidental del Grupo Diabásico ( sensu Nelson, 1957) y por lo tanto se correlaciona con las vulcanitas básicas cartografiadas con este nombre en el sur y centro de la PLOCO (Murcia & Cepeda, 1991a, 1991b; Caballero et al.,1984). En algunos trabajos al sur del país (Paris & Marín, 1979) se incluye, sin embargo, dentro del Grupo Diabásico las vulcanitas del Complejo Quebradagrande con las que la correlación, por los motivos explicados en 4.3.3.1, es incorrecta. También es incorrecta la correlación del Grupo Diabásico con la Formación Macuchi del Ecuador (Goossens & Rose, 1973; Londsdale, 1978; Henderson, 1979; McCourt et al.,1984; Aspden et al.,1987) donde Lebrat et al. (1985, 1986) demostraron tanto diferente composición geoquímica como menor edad. Los Basaltos de la Trinidad (Parra et al.,1984)

64

corresponden a la prolongación de las áreas de afloramiento de la Formación Volcánica hacia el norte, que en esta misma dirección se han cartografiado progresivamente como Basaltos tipo Barroso (Estrada & Viana, en imprenta; Zapata, en preparación) y como Formación Barroso (Calle et al., 1980, 1984, 1991; Mejía et al.,1983a, 1983b; Alvarez, 1983). Consideraciones geoquímicas, estructurales y cronoestratigráficas han permitido correlacionar también estas unidades con diferentes afloramientos de basaltos cretácicos tent ativamente relacionados con la corteza del Mar Caribe. En Costa Rica este zócalo ha sido descrito como el Complejo Nicoya; tanto la corteza del Mar Caribe, como el Complejo Nicoya han sido correlacionados con las rocas básicas de la Cordillera Occidental (Pichler, 1974; Goossens et al., 1977; Nivia, 1987). Gansser (1973) sugiere, por otra parte, que la PLOCO ( sic. Cordillera Occidental) continúa estructuralmente hacia el norte en la Sierra Nevada de Santa Marta, se puede seguir en la Península de la Guajira y esta representada en la cadena insular de Aruba, Curazao y Orchila. En esta cadena afloran las formaciones Lavas de Curazao y Aruba con estructura y características geoquímicas similares a las del piso del Caribe, el Complejo Nicoya y las formaciones Amaime y Volcánica (Nivia, 1987). Edad. Se han realizado varios intentos de datación radiométrica en rocas ígneas de la PLOCO (Figura 12), sin embargo, el bajo contenido de elementos con isótopos radioactivos y la probable


pérdida de Ar por alteración y metamorfismo de piso oceánico impide que los resultados de estos análisis sean confiables. Para las rocas de la Isla Gorgona se reportaron recientemente (Sinton et al., 1993) cuatro edades radiométricas 40Ar-39Ar que varían entre 86+4.6 y 88+2.1 Ma y dan en promedio 87.4 Ma. Esta sería la mejor aproximación a la edad de formación de la PLOCO si se acepta, como se hace en este manuscrito, la hipótesis sugerida por Kerr et al.(1996a, 1996b, 1997a) de que la Isla de Gorgona hace parte de la PLOCO. 5.3.4.3 Felsita de Vijes (Kf)

McCourt et al.(1985) denominaron Felsita de Vijes a una serie de cuellos redondeados, mantos y diques felsíticos que afloran intruyendo la Formación Volcánica a lo largo del flanco oriental de la Cordillera Occidental, en los municipios de Vijes, Restrepo y Yotoco. Estas rocas se extienden formando un cinturón orientado norte-sur que tiene una longitud máxima de 18 km y está limitando al oeste por la Falla de Santana y al este por la Falla de Cali, fosilizada en este sector. Localmente la felsita se encuentra en íntima relacion con basaltos, formando texturas de mezcla de magmas que consisten en glóbulos de felsita, de varios centímetros a algunos decímetros de intercepto, soportados en una matriz de basalto, donde la relación glóbulos a matriz es aproximadamente 1:1. La naturaleza globular de los contactos entre los dos tipos de roca y la presencia en éstos, de márgenes de reacción y

5 6

a c u a C l e d

e l l a V l e d o t n e m a t r a p e D l e d o c i g ó l o e G a p a M l e d a v i t a c i l p x e a i r o m e M

O D A O I C R O E P P E

)

7 (Referencias) ( ’ Coordenadas 3 0 Lat. N. º 7 PISO 65 Ma.

Maastrichtiano

O N 74 A I N O N Campaniano E S

83 Santoniano Coniaciano 86.6 88.5 Turoniano 90.4

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. . p s p s a n a i n r a e g c n i u b r o t l o g b o o g u l R G

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u m h a . a p r f c f . e c c s o a s Cenomaniano r c a h e r o c r o e 97 t c T ( o s s t o s o u N N m a r e O Albiano c C o I n I L

O C I C A T E R C

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) 8 ( ’ 1 4 º 6

} . p s a n i r e g i b o l i g r o e g u h s R c e a l l e n i r e g i b o l G

112 Aptiano 124.5 Barremiano 131.8 Ma.

) 4 ) ) ) 9 2 3 1 ( ’ ( ’ ’ ( ’ ( 8 5 3 5 3 º 1 º 1 º º 1 6 6 6 5

. . p s p s s s e a t r i e m h a c h o c t y a t e P M

) 6 ( ’ 8 3 º 4

) 0 1 ( ’ 8 5 º 3

) ) ) 1 1 2 1 1 1 ( ’ ( ’ ( ’ 0 9 9 2 º 1 º 4 º 4 4 3

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. p s s u c s i d i h c a P . p s . p m s i u a m i n a a h r u t o t D i l e a h c r A

. . s p i s p s s n s e u s a a r m c e a u c r a o t c e s c s o o u h N o c i o x r a T l a P

) 3 1 ( ’ 7 4 º 3

) 2 1 ( ’ 6 4 º 3

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) ) 6 7 ( ’ ( ’ 5 4 4 º 4 º 3 3

) ) 1 4 ) 1 1 1 ( ’ ’ ( ’ ( 0 8 5 4 º º 3 º 1 3 3 3

) 2 1 ( ’ 2 1 º 3

) 5 1 ( ’ 8 5 º 2

s i i r . s e s u s n i d p e l s n n a n a a i i s u r x d u r r e u l e o a m a t p g a . n n r a . I o o e r p . i h h f s c p p p o c s i i e s h o y s a c s y u m h h d o t i r m o t i l a a T a b G B B r o e r t c s s o u o n t t I o r h A s a t p a u t o t a a t a t a t a v v n c a r a a e a v l b c y a o s c a l x l e . e c r t g f i . p c s d s S e r s a u . s d e i a c f o d h c s o i . i g n p i m s u e d o o r g m s R a m g a e r i a f d r m r i f a l A o o o l p l n u i a p c r a H o e d n H n e o g r o f h o t p c i e S l P

) 3 1 ( ’ 4 5 º 2

) 3 1 ( ’ 2 5 º 2

) 3 1 ( ’ 0 5 º 2

) 6 1 ( ’ 5 2 º 1

. . p s p s a x n i l i e r e h g o i r b e o t l e . . i k p p G H r s s a a a l . . a c n i n n p . i s p s l i r l l S e s e e a , u g n g b i a i d r l r l r a b o i u o o a c M l n G i i g t m r , e o a o e r a g n n n . n i u e r A S a R e g e , , l i g o . i e r o p h t b t p s o i e t e l l a S p l G l m . e a r B , g r b s e i s s b e d n d e l i e o H o n p i a , . r k e c p i n k s e g a a n o l a l h c e p i n n i S m u t i r l u o o B b l G

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. p s a l l e n a c n u r t o b o l G

Figura 12. Edades radiométricas y paleontológicas reportadas para las rocas de la PLOCO en Colombia. Escala cronoestratigráfica de acuerdo con Harland (1990). (1) Théry (1980); (2) Toussaint & Restrepo (1976); (3) Restrepo & Toussaint (1976); (4) González et al. (1978); (5) Gobel & Stibane (1979); (6) Etayo et al. (1982); (7) Etayo (1989); (8) Etayo et al. (1980); (9) Moreno et al. (1993); (10) Blau et al. (1995); (11) Barrero (1979); Keyser (1954); (13) Orrego (1976); (14) Kerr et al. (1997); (15) Sinton et al. (1993); (16) De Souza et al. (1984). Dataciones en basaltos toleíticos: , K/Ar en roca total; , 40Ar/39Ar. Dataciones en rocas plutónicas de la provincia: , K/Ar en roca total; , K/Ar mineral; , Rb/Sr mineral. Las edades paleontológicas más antiguas que Cenomaniano son problemáticas como se observa en el afloramiento de 6o41’ N donde se reportan fósiles de organismos de hábitos incrustantes desarrollados sobre otros de diferente edad.

1 0 0 2

, S A N I M O E G N I

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enfriamiento indican que los dos magmas coexistieron en estado líquido. La Felsita de Vijes incluye también intercalaciones rítmicas de brechas volcánicas que consisten en clastos de rocas básicas y felsíticas que gradan hacia arriba a depósitos de ceniza. La felsita es criptocristalina a microcristalina, de textura porfírítica y esferulítica. Sus consituyentes esenciales son plagioclasa y cuarzo que ocurren tanto en fenocristales finos (que alcanzan aproximadamente un 5% por volumen) como en la matriz esferulítica. Los fenocristales consisten tanto en listones subhedrales a anhedrales saussuritizadas como en esferulitos de plagioclasa y en cristales subhedrales con bordes corroídos y dentados de cuarzo beta. En la matriz la plagioclasa se presenta formando agregados intersticiales asociados a clorita, epidota/clinozoisita y con menor frecuencia pumpellita. En la parte central del cinturón la roca presenta mineralización incipiente de pirita y calcopirita. Correlaciones y edad. A pesar de que en otras localidades estas rocas no se han separado como una unidad independiente de cartografia geológica; a lo largo de la PLOCO se presentan, en varias partes cuerpos felsíticos en la relación descrita con los basaltos. Vergara (1983) reporta en el Municipio de Andalucía felsitas asociadas a la Formación Amaime. Afloramientos conspicupos de estas rocas se presentan también en el Departamento del Cauca en las carreteras Patía-Balboa y en la de acceso al Parque Munchique (Cerro Santana). Fragmentos rodados de felsita son comunes a los conglomerados


de áreas cartografiadas como El miembro Urrao (Cf : Cuadro 4) y en la Formación Cansona de la Región Caribe (G. Guzman, comunicación oral). Este último rasgo sugiere acumulación superficial seguida de erosión y depósito rápido de las felsitas. Las relaciones de mezcla de magmas descritas para estas rocas sugieren coexistencia de magmas basálticos y felsíticos y en consecuencia la edad de la Felsita de Vijes sería la misma que aquella de los basaltos i.e. cretácica superior. 5.4 COMPLEJO ESTRUCTURAL DAGUA En los trabajos de cartografía geológica regional del Departamento del Valle las rocas sedimentarias de la PLOCO se han clasificado utilizando varios esquemas de nomenclatura estratigráfica ( Cf : 5.1), tales como Grupo Dagua (formaciones Cisneros y Espinal), formaciones Nogales, Ampudia, Rio Piedras, etc. Sin embargo, dado que la alta deformación present e en estas rocas impi de la definición de unidades litoestratigráficas formales en la PLOCO (Cuadro 4), Nivia et al.(1997) proponen considerar todas las rocas sedimentarias como una unidad litodémica (North American Commission on Stratigraphic Nomenclature, 1983) a la que asignan el nombre de Complejo Estructural Dagua. Bajo esta denominación agrupan las rocas acumuladas por procesos sedimentarios tales como lodolitas, wacas, arenitas, cherts, tobas, aglomerados y calizas. Entre estas, tobas y aglomerados presentan además un componente de acumulación por procesos volcánicos y


están relacionados a las unidades de vulcanitas básicas descritas anteriormente.

5.4.1 Litología y petrografía En la descripción del Complejo Estructural Dagua hay que tener en cuenta que en éstas rocas son sobresalientes varias características que indican disrupción de origen tectónico (Cf : Capítulo 7). En muestra de mano y a nivel microscópico es común la dislocación y deslizamiento a lo largo de límites intergranulares que sugieren flujo dúctil y consecuentemente generación de milonitas. Otros rasgos característicos son la orientación preferencial de porfidoclastos y budines, el desarrollo de foliaciones y lineaciones con generación ocasional de planos de cizalla de segundo orden, la deformación de maclas y la extinción ondulatoria de cristales. Aunque estas características dificultan en las descripciones la separación de los rasgos litológicos y estructurales, se describen a continuación, los protolitos del Complejo Estructural Dagua aclarando que en muchas partes, y especialmente en los casos de rocas finogranulares, estas se encuentran convertidas a milonitas y protomilonitas. Los procesos de generación de estas últimas son de tipo dinámico; sin embargo, los intervalos más deformados de esta unidad fueron descritos en trabajos anteriores utilizando nomenclatura para rocas de metamorfismo regional (Nelson, 1957, 1962; Barrero, 1979; Aspden, 1984; Aspden et al ., 1985).

67

5.4.1.1 Lodolitas arcillosas y silíceas

El Complejo Estructural Dagua está constituido principalmente por intervalos espesos de lodolitas arcillosas y de intercalaciones de éstas con wacas líticas. Debido al alto grado de deformación de la secuencia y a la facilidad que presentan las lodolitas para desarrollar clivajes, éstas rocas normalmente se han reportado como pizarras y filitas. La presencia local de delgadas intercalaciones de areniscas de grano fino y chert permite identificar que se presentan intercaladas en bancos de espesor delgado a medio de estratificación plana, paralela, continua. El color de la roca varía dependiendo de cambios menores en su composición y textura. Las rocas más arcillosas son normalmente piríticas y carbonáceas por lo que varían de grises oscuras a negras cuando están frescas, aunque comúnmente se encuentran alteradas a tonos de amarillo ocre y crema; las rocas más silíceas son grises a verdes pálidas. Las superficies meteorizadas están generalmente cubiertas con óxidos de hierro y en las proximidades a las fallas principales algunos horizontes contienen por encima de 40% de grafito. En sección delgada se observa que las lodolitas arcillosas consisten en láminas gruesas homogéneas de minerales arcillosos intercaladas con láminas muy finas de material carbonáceo o cuarzo tamaño limo; los materiales más silíceos consisten en cuarzo recristalizado con cantidades variables de clinozoisita, epidota, calcita, esfena y muscovita finogranular. En las láminas arenosas se

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observa microplegamiento con rupturas de la charnela y microfallas con rellenos ocasionales de limonita. El desarrollo de clivajes es notable siguiendo estas características y se pueden distinguir en muchas ocasiones dos clivajes: uno bien desarrollado S 1 pizarroso y un S 2 de fractura o crenulación. 5.4.1.2 Tobas

Asociadas a los afloramientos de basaltos se presentan tobas acuógenas básicas que ocurren normalmente en estratos de espesor medio que internamente muestran una estructura fluidal desarrollada sobre bandas irregulares alternantes de colores negro, verde oliva y verde pálido. Por deformación estas estructuras han sido reorganizadas formando porfiroclastos elongados embebidos en una matriz de textura fluidal secundaria, claramente dinamometamórfica. También son comunes los intervalos de bancos delgados de estratificación plana, paralela, continua de tobas finocristalinas negras a verde oliva, constituidas por cenizas de plagioclasa y piroxeno. Afloramientos notables de estas tobas cristalinas se presentan en los cortes de la carretera Panorama, 1 km al norte de Vijes y 2 km al sur de Bolívar. 5.4.1.3 Cherts

Asociados a basaltos, intercalados con lodolitas silíceas o formando parte de secuencias gradadas de arenisca se presentan horizontes de chert negros a grises pálidos. Estas rocas ocurren en bancos delgados (espesor entre 2 y 10 cm) de estratificación plana paralela, continua. Localmente se presentan secuencias espesas de bancos de hasta 15 cm de


espesor interestratificados con láminas de lodolitas arcillosas. Internamente los bancos de chert presentan laminación pobremente desarrollada de 1-2 mm de espesor que es particularmente evidente en sección delgada. Están constituidos de cuarzo criptocristalino con cantidades variables de material arcilloso marrón y materia orgánica e incluyen estructuras circulares de tamaño arena gruesa, rellenas de cuarzo, que pueden alcanzar hasta el 30% del volumen de la roca y que posiblemente corresponden a reliquias de radiolarios. Los estratos de chert normalmente se encuentran deformados en pliegues similares y disarmónicos y están cortados por abundantes venillas de cuarzo o calcita depositadas a lo largo de fracturas irregulares que sugieren fracturamiento cataclástico. Otro rasgo común a estos estratos es su budinamiento cuando se presentan interestratificados con lodolitas y limolitas. Estas características de deformación indican que estas rocas presentaron la mayor competencia relativa dentro de la unidad y que su comportamiento ante la deformación fue de caracter frágil. Un rasgo común a los cherts es su asociación con las fallas principales que limitan bloques mayores de litologías diferentes. Adicionalmente, Aspden (1984) reporta, en secciones delgadas de limolitas silíceas, frentes de avance de silicificación que le permiten suponer que muchos cherts se formaron por reemplazamiento y son de origen secundario. Estas características y la cataclasis intensa observada en estos cherts, podrían sugerir que los esfuerzos


a que fue sometida esta provincia se liberaron a lo largo de horizontes de limolitas síliceas, que actuaron como lubricante por donde se deslizaron bloques mayo res de roca. El comportamiento lubricante obedeció probablemente a que el fracturamiento cataclástico permitió la percolación de soluciones ricas en sílice —normalmente muy activas en zonas de fallas— que condujeron a la silicificación de las limolitas involucradas. 5.4.1.4 Arenitas y wacas líticas

El Complejo Estructural Dagua consiste también en arenitas y wacas líticas que se presentan en estratos masivos, que varían en espesor fino a muy grueso (alcanzando excepcionalmente 4 m) y que normalmente carecen de deformación penetrativa por lo que la estratificación que es plana, paralela y continua es conspicua. Estas rocas afloran interestratificadas con bancos de espesor delgado a medio de lodolitas y limolitas silíceas. También se presentan formando repeticiones rítmicas de areniscas y horizontes delgados de calizas, lodolitas arcillosas y silíceas negras y chert. Por lo general, el espesor de los estratos de las areniscas aumenta con el incremento en el tamaño de grano. Aspden (1984) reporta unidades gradadas de 1.5 m de espesor, que de muy gruesas a guijarrosas en la base, varían a finas y algunas veces presentan lodolitas laminadas en el tope. Sin embargo, localmente son comunes las intercalaciones delgadas de areniscas grises pálidas fino-granulares en capas de estratificación paralela de 2-10 cm de espesor. En las unidades gradadas la base

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está marcada por superficies de erosión y calcos de carga en las lodolitas subyacentes. Estos horizontes basales carecen de estratificación interna, aunque en ocasiones presentan desarrollo pobre de estratificación cruzada. Hacia el tope de las unidades gradadas las areniscas de grano más fino son laminadas y pasan hacia arriba a areniscas y limolitas de laminación convoluta y flaser. La laminación es generalmente fina y varía en espesor de 1 a 2 mm En esta parte de la secuencia se pueden presentar horizontes delgados de lodolitas silíceas fisibles y cherts. Las areniscas son grises verdosas oscuras cuando están frescas y presentan tonos de ocre y crema cuando están alteradas. Sin embargo, el desarrollo de estos colores de alteración es directamente proporcional al contenido de fragmentos líticos y de matriz de las rocas. El tamaño de los componentes sedimentarios de estas rocas varía dentro de un amplio espectro, cubriendo los rangos arena y lodo. El tamaño de grano más frecuente es arena media pero las bases de las unidades gradadas son de grano grueso y algunas veces guijarrosas. La selección, en cuanto tamaño de grano, es pobre y la forma de los granos individuales angular a subredondeada. Estas rocas varían en composición de arenitas líticas a arcosas con un contenido de matriz que puede alcanzar el 15-20% de la roca, por lo que algunas se podrían clasificar como wacas líticas. Las arenitas están compuestas por granos de cuarzo, y fragmentos líticos que incluyen lodolitas silíceas y calcáreas, limolitas, chert y

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abundante basalto acompañados de muscovita y zircón como accesorios. De acuerdo con Barrero (1979), sin embargo, muchas de las areniscas son arcosas. Estas consisten en plagioclasa, anfiboles subordinados -ocasionalmente cristales de hornblenda basáltica- y un pequeño porcentaje de fragmentos de roca y cuarzo en una matriz limo-arcillosa que constituye menos del 10%. Las areniscas presentan un clivaje pobremente desarrollado que forma con la estratificación un ángulo generalmente mayor que el presente en rocas más finogranulares, siendo clara una refracción del clivaje en los sectores donde se presentan intercalaciones de areniscas y lodolitas. 5.4.1.5 Conglomerados

Localmente se presentan conglomerados de fábrica ampliamente variable de grano a matriz-soportada, constituidos por gravas y cantos de rocas volcánicas básicas y chert en matriz arenosa de composición esencialmente grawáquica; en algunos es notable la abundancia de cantos de felsita. Estos conglomerados afloran en estratos muy gruesos a gruesos de estratificación suavemente ondulosa, continua. Cuando están deformados los fragmentos de los conglomerados se presentan estirados y budinad os o fragmentados, indicando que su comportamiento fue más competente que el de sus matrices que muestran evidencias de flujo milonítico por entre estos. Siguiendo la terminología de Higgins (1971) estas rocas deformadas se pueden describir en el campo como neis-milonitas.


5.4.1.6 Calizas

Horizontes que no sobrepasan los 25 m de espesor de bancos delgados interestratificados de calizas negras micríticas, lodolitas mixtas de terrígenos y carbonatos y bancos de cherts se presentan en varias localidades dentro de esta unidad. Secuencias espesas de calizas se encuentran en los alrededores de la Inspección Departamental de Policia de La Cascada (Dagua) sobre la carretera vieja a Buenaventura y en el cañón del río Sanquininí al occidente de Naranjal (Bolívar). En estos horizontes la estratificación es plana, paralela, continua y se presenta deformada en pliegues similares. Asociadas a las areniscas en los ciclos gradados se presentan calizas en estratos delgados y medios, de hasta 40 cm de espesor. La única estructura sedimentaria presente localmente es laminación fina. La mayoría de estas calizas contienen fragmentos líticos, granos angulares de cuarzo y feldespato. Los fragmentos de roca son de calizas microcristalinas, pero se incluyen también de sedimentitas terrígenas, basaltos y felsitas. Algunos de los fragmentos contienen microfósiles. La matriz de estas rocas está compuesta por micrita con cantidades variables de material arcilloso. En los sectores de mayor deformación las micritas se presentan recristalizadas.

5.4.2 Metamorfismo Como se ha mencionado, en la mayoría de los trabajos que incluyen rocas deformadas del Complejo Estructural Dagua se han utilizado términos relacionados con metamorfismo regional


dinamotérmico y se han separado unidades estratigráficas, tales como la Formación Cisneros (Hubach & Alvarado, 1934; Nelson, 1957, 1962; Barrero, 1979), siguiendo este criterio. El rasgo común al afloramiento de esta unidad es, sin embargo, la presencia de zonas de milonitización y cataclasis por lo que el metamorfismo se considera de tipo dinámico relacionado a fallamiento intenso. Nivia et al. (1997) reportan que el metamorfismo se caracteriza por ausencia de neomineralización y por una deformación penetrativa (milonítica) cuya magnitud o grado está intimamente relacionada con la competencia de las rocas. En secciones espesas de lodolitas arcillosas se observa una reorganización de la fábrica que conduce a foliación marcada, sobreimpuesta a una estratificación normalmente difícil de observar; las areniscas presentan un clivaje pobremente desarrollado, a ángulo con una estratificación original conspicua; los cherts y limolita silíceas presentan fracturamiento cataclástico con rellenos aleatorios de venillas de cuarzo y las rocas de alta competencia, como los basaltos intercalados, aunque se presentan fracturados carecen de evidencia de deformación penetrativa. En algunas zonas de intensa deformación se encuentran budines ovalados de calizas y cherts, flotando dentro de intervalos de arcillolitas foliadas. Estos budines representan, al parecer, las charnelas estranguladas de pliegues apretados en que los limbos han sido estirados y cizallados.

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5.4.3 Unidades de cartografía geológica En el Mapa Geológico del Valle se muestran las unidades de rocas sedimentarias y metasedimentarias cretácicas reconocidas tradicionalmente. Estas corresponden a áreas que presentan una asociación predominante de rocas pero, como se ha indicado reiteradamente, no se pueden considerar como unidades litoestratigráficas. Sin embargo, dado que en la elaboración de la cartografía geológica se utilizaron estas unidades, se describen a continuación las principales, con la nomenclatura litoestratigráfica con que fueron cartografiadas originalmente. 5.4.3.1 Formación Cisneros (Kc)

Nombre propuesto por Barrero (1979) para una “compleja asociación de rocas de bajo grado de metamorfismo” expuesta en las cercanías de Cisneros (Inspección Departamental de Policia , “IDP” del Municipio de Dagua). En la redefinición de Aspden (1984) se incluye además un cinturón de rocas fuertemente tectonizadas que aflora, en el Municipio de Buenaventura, limitado al este por las fallas de Bellavista-Río Bravo-Cristales y al oeste de la falla de Aguaclara y su extensión hacia el sur. El límite oeste no está bien definido y en los extremos norte y sur del departamento parece ser una transición, a través de fallas menores a rocas sedimentarias menos deformadas. Las rocas más comunes en esta unidad son milonitas y protomilonitas de protolito pelítico (“pizarras y filitas”) pero se incluyen también calizas, conglomerados y cherts. Ejemplos notables de estos

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últimos se observan en los afluentes Al sur de Dagua y al oeste de la franja occidentales del río Garrapatas al norte principal de afloramiento de la Formación del departamento y en la Q. San Cristóbal Espinal, Verdugo & Aspden (1985) aproximadamente 1.1 km de su cartografiaron como Formación Espinal confluencia con la Q. Pepitas, donde se una segunda y prominente intercalación presenta una sucesión de 12 m de espesor. sedimentaria. Estas rocas yacen inmediatamente al este de la Falla del Río 5.4.3.2 Formación Espinal (Ke) Bravo y son litológicamente similares, La Formación Espinal (Hubach & aunque algo más tectonizadas, que las Alvarado, 1934; Barrero 1979) consiste encontradas cerca a Loboguerrero. La en una secuencia de sedimentitas silíceas relación entre estas fajas de roca se y cherts que aflora asociada a la desconoce aunque bien podrían Formación Volcánica cerca a la población representar la misma unidad dislocada por de Loboguerrero (IDP de Dagua). Barrero fallamiento. (1979) cartografió, hacia el norte, la La Formación Espinal consiste en cherts prolongación de ésta hasta El Dovio. Sin bandeados, lodolitas arcillosas fisibles y embargo, las variaciones litológicas que unidades gradadas de areniscas, limolitas se presentan en esta dirección impiden que y lodolitas, que contienen también cherts aproximadamente al norte de Naranjal y en menor abundancia calizas. Las (IDP de Bolívar) se puedan distinguir secuencias espesas de limolitas y lodolitas éstas rocas de aquellas cartografiadas al se presentan localmente cizalladas y han occidente y suroccidente como Formación dado origen a milonitas. Cisneros (Nivia et al., 1997). Verdugo & Aspden (1985) cartografiaron como 5.4.3.3 Formación Río Piedras (Kp) Formación Espinal la continuación, Esta unidad propuesta por Aspden et aunque muy dislocada por fallas, de esta al. (1985) consiste en un cinturón de misma franja de rocas al sur de Dagua. sedimentitas cuarzosas plegadas, En este sector, por el contrario, presenta esencialmente carentes de clivaje, que características litológicas similares a aflora a lo largo del flanco occidental de aquellas donde fue definida la unidad. la cordillera en la parte sur de la plancha Barrero (1979) reporta que, en su 279. La sección tipo aflora en el río localidad original, el contacto inferior es Piedras y secciones representativas se sedimentario normal, reposando encuentran en la parte baja de los ríos conformablemente sobre la Formación Aguaclara y su tributario Aguaclarita. Volcánica. El contacto superior, en gran Hacia el oeste la Formación Río Piedras parte de su longitud, corresponde con la está suprayacida discordantemente por Falla Dagua-Calima. Los espesores sedimentitas terciarias, mientras que su calculados para la secuencia de esta contacto oriental con la Formación unidad en los alrededores de Dagua varían Cisneros es fallado. Estas dos entre 700 m (Hubach, 1957) y 400 m formaciones son esencialmente (Barrero, 1979). diferentes; sin embargo, tal como está


cartografiada la Formación Cisneros, en el Mapa Geológico del Valle, particularmente hacia su límite occidental, contiene paquetes de sedimentitas relativamente poco deformadas, litológicamente muy similares a las encontradas en la Formación Río Piedras. El límite entre las dos formaciones es dificil de definir y está marcado por un incremento en la deformación penetrativa a lo largo de un intervalo estratigráfico que presenta un aumento de la relación lodo/arena dentro de una secuencia única, con el mencionado dinamometamorfismo desarrollado preferencialmente sobre los horizontes de lodolitas poco competentes. 5.4.3.4 Formación Ampudia (Ka)

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5.4.3.5 Formación Nogales (Kn)

Esta unidad definida por Nelson (1957) aflora formando las estribaciones occidentales de la Cordillera Central en los municipios de San Pedro, Tulúa y Andalucía. Está expuesta en la vía que une las poblaciones de Venus y Monteloro (IDPs de Tulúa) y en los cauces de los rios Bugalagrande, Tulúa y San Marcos. Está constituida por una serie de cherts, areniscas y conglomerados. Escamas corticales de composición similar, pero de dimensiones no representables a la escala del mapa, se presentan al norte y sur del afloramiento de la Formación Nogales, asociadas a los basaltos de la Formación Amaime.

Verdugo & Nivia (1985) propusieron esta 5.4.4 Correlaciones unidad para referirse a una secuencia sedimentaria expuesta en la carretera La correlación entre las diferentes sedimentarias y Jamundí-Villa Colombia cerca a Ampudia unidades (IDP de Jamundí). Estas rocas, descritas metasedimentarias del Complejo previamente por Keiser (1954), afloran a Estructural Dagua presenta dificultades lo largo del flanco oriental de la Cordillera debidas, tanto a las variaciones faciales a Occidental en la parte oriental de la lo largo de la PLOCO como al diferente Plancha 299 y pueden ser trazadas hacia grado de metamorfismo dinámico. En el sur en el Departamento del Cauca, términos regionales es probable que las formando una intercalación diferentes unidades sean el resultado de dominantemente sedimentaria limitada variaciones laterales dentro de una cuenca por bloques corticales de basaltos de la oceánica, pero en ausencia de un buen Formación Volcánica. Excelentes control paleontológico es difícil ser más exposiciones de estas rocas se presentan preciso. Las formaciones Lázaro y Consólida de Parra et al.(1984) son la en el río Pance. continuación del afloramiento de las La Formación Ampudia es una secuencia formaciones Espinal y Cisneros en una interestratificada de cherts, lodolitas zona donde por incremento de la relación silíceas, areniscas y localmente lodolitas lodo: arena y de la deformación milonítica arcillosas fisibles con horizontes es difícil distinguir entre las dos unidades esporádicos de brechas sedimentarias. Al (Cuadro 4). En términos generales estas sur de Villa Colombia se cartografiaron unidades se pueden correlacionar hacia el intercalaciones menores de basaltos y norte con la Formación Penderisco doleritas como parte de esta unidad.

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(miembros Urrao y Nutibara) del Grupo Cañasgordas (Alvarez & González, 1978). Hacia el sur las formaciones Espinal y Ampudia se podrían correlacionar con las formaciones Aguaclara y Marilopito de Orrego (1975) en el sentido de que se trata de rocas sedimentarias carentes de metamorfismo dinámico; las secciones de referencia propuestas para las formaciones Aguaclara y Marilopito muestran, sin embargo, diferencias notables, con las descritas para las formaciones Espinal y Ampudia. Estas diferencias se pueden interpretar como debidas a cambios faciales a lo largo de la PLOCO; las relaciones estructurales entre unidades y el patrón de fallamiento de esta provincia no permiten decir, sin embargo, si la correlación es correcta o si se trata de niveles sedimentarios no relacionados.

5.4.5 Edad Las evidencias fósiles disponibles en las rocas sedimentarias del Complejo Estructural Dagua indican que estas se formaron probablemente en el intervalo estratigráfico Albiano-Maestrichtiano y con mayor seguridad entre el Turoniano y el Maestrichtiano (Figura 12). Esta última edad estaría de acuerdo con los de 87.4 Ma que aportan las edades 40Ar-39Ar obtenidas en las rocas volcánicas de la PLOCO (Cf : 5.3.4.2.2). 5.5 PLUTONISMO CALCOALCALINO


Macizo de Ginebra que, en su extremo norte, forma sobre éste un techo pendiente. La presencia de abundantes venas y diques en las áreas de contacto entre el batolito y las toleitas de la Formación Amaime sugieren que con esta unidad presenta también relaciones intrusivas. La mayor parte del contacto entre estas dos unidades corresponde, sin embargo, con la Falla Guabas-Pradera que limita el batolito al oriente. El Batolito de Buga es un granitoide calco-alcalino (Aspden et al., 1987) cuya composición varía de cuarzodiorita hornbléndica a tonalita con variaciones a diorita hornbléndica en sus contactos, particularmente en el occidental con los meta-basaltos del Macizo de Ginebra. Presenta textura hipidiomórfica de tamaño medio de cristales, caracterizada por, tabletas subhedrales de plagioclasa, prismas cortos de hornblenda, cuarzos anhedrales gruesos y cantidades variables de biotita subhedral. Las plagioclasas se presentan zonadas y su composición varía de labradorita-andesina a oligoclasa; la hornblenda, generalmente fresca, está asociada con glomero-pórfidos de cuarzo. El batolito no está foliado aunque presenta una zona bandeada rica en xenolitos a lo largo de contacto occidental en la Q. Negra. 5.5.1.1 Edad

Toussaint et al.(1978) reportan una edad K/Ar en hornblenda de 113+10 Ma; Brook 5.5.1 Batolito de Buga (Kcd-t) (1984) obtuvo una edad Rb-Sr en biotita Aflora en los municipios de Buga, San de 99+4 Ma con edades minerales K/Ar Pedro y Tulúa formando las estribaciones discordantes de 71 a 89 Ma y 114+3 Ma. occidentales de la Cordillera Central. El Dada la abundante evidencia de Batolito de Buga está intruido en el tectonismo en el área, McCourt


et al. (1984) interpretan las edades

radiométricas obtenidas del batolito como edades mínimas y sugieren que su intrusión fue anterior a 100 Ma y que el esparcimiento en las edades minerales K/Ar indican tectonismo subsecuente. Esta interpretación es, sin embargo, problemática cuando se consideran las evidencias cronológicas disponibles en las roca encajante, que en ninguna parte son más antiguas de Turoniano (Figura 12).

5.5.2 Diques pegmatíticos de hornblenda-plagioclasa-cuarzo Las rocas plutónicas ultramáficas y máficas de la PLOCO están intruidas por una serie de diques pegmatíticos de hornblenda, plagioclasa y cuarzo con variaciones texturales locales que sugieren diferenciación a rocas tonalíticas. Estos se han reportado en los complejos ultramáficos de los Azules (Nivia, 1993, 1996), Venus (Vergara, 1983) y Ginebra (Espinosa, 1985) y en los gabros de Riofrío y río Volcán (Aspden, 1984) pero están especialmente bien expuestos en el Complejo Ultramáfico de Bolívar (Barrero, 1979; Nivia, 1993, 1996). Las rocas del Complejo Ultramáfico de Bolívar están intruidas por una serie de diques que varían en espesor entre aproximadamente 5 y 60 cm y están orientados preferencialmente en sentido EW. Estos diques son de color amarillo pálido a crema y consisten en cristales muy gruesos de hornblenda y cantidades variables de plagioclasa y cuarzo que encierran xenolitos de serpentinita y gabro. La mayoría de los diques tienen

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cristales prismáticos euhedrales a subhedrales de hornblenda (que pueden alcanzar 50 cm o más de longitud) desarrollados perpendicularmente a las márgenes de los diques o de los contactos con xenolitos. Las plagioclasas, de cristalización tardía, ocurren como cristales anhedrales maclados según albita y periclina y en intercrecimientos gráficos con cuarzo. En estos diques se observaron también cristales muy gruesos de biotita, muscovita y una fase identificada petrográficamente como dumortierita (Al,Fe 3+)7O3(SiO4)3(BO 3). Esta última ocurre en cristales que alcanzan 25 cm de longitud y que normalmente presentan un borde de reacción, de aproximadamente 1 cm de ancho, de clorita-muscovita. Otros minerales reportados en la composición de los diques son andalusita y espesartita (Ortiz & Gómez, 1971; Baldión et al., 1991). Observaciones realizadas en la cantera de la mina de Bolívar (9.3.1), muestran que la composición de estos pegmatoides varía con su nivel de emplazamiento (Nivia, 1993, 1996). En los niveles inferiores los diques son ricos en hornblenda y plagioclasa anortosítica, pero los expuestos en los niveles superiores de la cantera son ricos en cuarzo y feldespato (+biotita, muscovita, clorita + dumortierita). Localmente la textura de los diques es fanerítica e hipidiomorfica de tamaño grueso a medio y la roca de composición tonalítica. Estos rasgos sugieren un proceso de fraccionamiento in situ, relativamente rápido y efectivo durante el emplazamiento de los diques.

76 5.5.2.1 Anfibolitización

Normalmente, los diques están rodeados por amplias zonas de anfibolitización y un rasgo notable al horizonte de gabros del Complejo Ultramáfico de Bolívar es su variable anfibolitización, presente como recristalización de las márgenes de los clinopiroxenos a uralita, cumingtonita y hornblenda. Esta recristalización ocurre como agregados aciculares de cumingtonita y hornblenda verde que ocupan los intersticios disponibles (i.e. bordes, fracturas y planos de clivaje) en los cristales de plagioclasa y piroxeno; y también, como el crecimiento, en continuidad óptica de anfíboles hasta formar un cristal unico, que ocupa toda la sección delgada y encierra poikilíticamente las fases no susceptibles de anfibolitización. El carácter anortosítico de las plagioclasas asociadas permite descartar la posibilidad de que se trate de texturas ofíticas originales. Esta anfibolitización esta acompañada, además, por la exsolución de fases opacas en cristales muy finos. La anfibolitización está acompañada por zonas donde la roca parece haber sufrido removilizaciones menores que conducen a la formación de texturas “migmatíticas”, entre leucogabros pegmatíticos que presentan contactos claramente intrusivos con melagabros bandeados finocristalinos. 5.5.2.2 Mineralización de magnesita

En intima relación con los diques pegmatíticos ocurren áreas mineralizadas con magnesita, en el municipio de Bolívar. Esta mineralización se presenta en venas de magnesita y ópalo que atraviesan las


serpentinas producidas por alteración del horizonte de rocas ultramáficas del Complejo Ultramáfico de Bolívar. Las relaciones transversales entre estas venas y los diques pegmatíticos indican que la formación de las venas de magnesita es posterior a los diques. El espesor de éstas venas varía en distancias muy cortas de 1-2 mm hasta un máximo de 30 cm; su longitud individual es difícil de medir debido a que tienen formas muy irregulares y carecen de orientación preferencial, formando una red aleatoria que sugiere relleno de fracturas en una roca sujeta a cataclasis. El contacto entre la magnesita y la roca encajante es neto, presentándose en algunos casos, en las paredes, una cubierta muy fina de clorita, talco y tremolita. Tanto las venas como los diques están afectados por deformación cataclástica como lo sugiere la abundancia de microfallas; sin embargo, la deformación principal de las venas, descrita como tipo ptigmático (Nivia et al. , 1997) parece deberse a un aumento en volumen después de la formación de las venas, quizas durante el evento de serpentinización. La magnesita es criptocistalina, blanca terrosa, de lustre mate y posee una porosidad que varía cerca del 10%. El contenido promedio de MgO es 43%, y presenta cantidades importantes de sílice (9.53%) y trazas de CaO y FeO. Los altos contenidos de sílice podrían representar granos diseminados de ópalo en la magnesita (Nivia, 1993). La sílice, en forma de ópalo, se presenta también en venas, es criptocristalina, blanca, masiva, de lustre porcelanoso y fractura concoide.


5.5.2.3 Edad

Una determinación K/Ar en una hornblenda de los diques pegmatíticos de hornblenda-plagioclasa-cuarzo que intruyen el Complejo Ultramáfico de Bolívar dió una edad de 78+14 Ma (Brook, 1984). Barrero (1979) reporta una edad de 10618 Ma (K/Ar en hornblenda) que el considera demasiado vieja, sugiriendo asumir el máximo rango negativo de 18 Ma. 5.6 ORIGEN DE LA PROVINCIA LITOSFERICA OCEANICA CRETACICA OCCIDENTAL PLOCO Para explicar la génesis de las rocas de la PLOCO se han propuesto modelos evolutivos basados en evidencias que indican una relación cogenética magmática entre las rocas ultramáficas, máficas y basaltos (Barrero, 1979; Aspden & McCourt, 1986a; Nivia, 1987, 1993, 1996) y que sobre estos últimos o interdigitados con ellos se depositaron las secuencias sedimentarias (Etayo et al. , 1982; Aspden, 1984; McCourt et al. , 1984a; Millward et al. , 1984). Estos materiales fueron apilados en un complejo acrecionario contra el borde continental de Suramérica por procesos de tectónica de placas (Etayo et al. , 1982; Etayo, 1989).

5.6.1 Rocas plutónicas ultramáficas y máficas Nivia (1993, 1996) y Nivia et al.(1997) indican que las características petrológicas y geoquímicas de estas rocas (en particular de aquellas del Complejo Ultramáfico de Bolívar) se pueden asimilar con las descritas para la capa 3

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de una secuencia oceánica. En consecuencia, interpretan que los complejos de rocas ultramáficas de la PLOCO consisten en bloques fallados que muestran diferentes niveles de esta capa 3 y que se pueden cartografiar a escala regional y describir en términos de los elementos que normalmente se reconocen en esta (Cf : Windley, 1986; Wilson, 1989): un horizonte basal de rocas ultramáficas; uno intermedio de gabros de estructura bandeada y otro superior de gabros isotrópicos. En los modelos propuestos para explicar el origen de estas secuencias (e.g. Gass et al., 1984) se considera que las rocas ultramáficas y los gabros bandeados se forman por acumulación de cristales en el fondo de una cámara magmática y que sobre estas rocas se generan los gabros isotrópicos por enfriamiento del magma contra las paredes de la cámara. Los materiales fundidos de la cámara magmática son extruidos sobre la superficie del fondo marino formando una capa superior de lavas y diques denominados en el modelo la capa 2. Nivia (1987, 1989) reporta características geoquímicas en gabros y anfibolitas del Complejo Ultramáfico de Bolívar, en anfibolitas del Macizo Ofiolítico de Ginebra y en los basaltos (asimilables a la capa 2) de las formaciones Volcánica y Amaime que le permiten colegir comagmatividad entre las unidades de rocas plutónicas y volcánicas y considerar que las rocas de estos complejos ultramáficos y máficos representan los productos acumulados en las cámaras magmáticas donde evolucionaron los magmas que dieron origen a los basaltos.

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En la interpretación de estos cuerpos de rocas ultramáficas y máficas se han pr esent ado tambié n ot ros model os. Barrero (1979) propuso que el Complejo Ultramáfico de Bolívar representaba un complejo ultramáfico zonado tipo Alaska (Irvine, 1974). La zonación concéntrica —un rasgo presente superficialmente también en algunos complejos ofiolíticos dómicos tales como el clásico Macizo de Troodos en Chipre (Hall, 1987)— no está, sin embargo, bien desarrollada en Bolívar (Baldión et al. , 1991). Por otra parte, los complejos tipo Alaska ocurren asociados a cinturones orogénicos y provienen de la cristalización de magmas andesíticos o magmas basálticos hidratados (Murray, 1972; Hall, 1987) mientras que el Complejo Ultramáfico de Bolívar es toleítico, y probablemente generado en un ambiente tectónico no relacionado a cinturones orogénicos (Nivia, 1987,1993,1996). Espinosa (1985), por su parte, interpreta el Macizo de Ginebra como un fragmento de piso oceánico, sobre el cual se depositaron los basaltos de la Formación Amaime. La similitud entre las caracteristicas geoquímicas de las anfibolitas de Ginebra y las toleitas de Amaime (Nivia, 1987) permite descartar esta hipótesis y suponer que las anfibolitas representan gabros isotrópicos de la misma secuencia que las toleitas y que las dos unidades se formaron en el mismo ambiente geotectónico.


(a) piso oceánico (Pichler, 1974; Mooney, 1980; Bourgois et al. , 1982); (b) arco de islas oceánico (Barrero, 1979; McCourt et al., 1984; Aspden et al. , 1987; Baldión et al. , 1991), (c) cuenca marginal (Bourgois et al. , 1985; Aguirre, 1987, 1989; Aguirre & Atherton, 1987; Spadea et al. , 1989) y (d) mesetas o «plateaus» oceánicos (Millward et al. , 1984; Nivia, 1987; Kerr et al. , 1996a, 1996b, 1997a, 1997b). La hipótesis que mejor se ajusta a los datos geoquímicos es aquella que considera estas rocas como generadas en un «plateau» oceánico. Varias líneas de evidencia geofísicas y geoquímicas permiten interpretar que los plateaus oceánicos se forman por el ascenso de «plumas» de materiales solidos del manto profundo que al alcanzar niveles corticales, se funden produciendo erupciones muy abundantes de lavas basálticas sobre el fondo del océano (los volumenes de basaltos eruptados exceden 4x106 km3). Duncan & Hargraves (1984) y Hill (1993) proponen que durante la fase inicial de fusión de una de estas plumas, localizada en el punto caliente de las Galápagos, se formó el Plateau del Caribe asociado a la Placa Farallones. Similitudes importantes entre las características geoquímicas que presentan las formaciones Amaime y Volcánica y los basaltos recuperados del piso del Mar Caribe (Nivia, 1989; Castillo et al., 1987; Kerr et al., 1996b) —cuyo zócalo consiste en silos y flujos toleíticos 5.6.2 Rocas volcánicas básicas de edad coniaciana (Bence et al., 1975; El ambiente de generación de estas rocas Burke et al., 1978)— permiten postular ha sido objeto de gran controversia que la PLOCO hacia parte de este plateau habíendose propuesto casi todos los (Bowland & Rosencrantz, 1988). regímenes, donde se presentan toleítas:


El Plateu del Caribe se originó en una posición más suroccidental con respecto a las placas Norteamericana y Suramericana y fué emplazado a su posición actual por movimientos en sentido esencialmente NNE antes de hace 39 Ma y en sentido W-E, en el intervalo 39-9 Ma (Sykes et al., 1982; Burke et al., 1984; Duncan & Hargraves, 1984; Mattson, 1984). Nivia (1987; 1989) y Kerr et al.(1996a, 1996b, 1997b) sugieren que durante este movimiento algunos fragmentos del plateau -la PLOCO de hoy- se acrecieron al borde occidental de la Placa Suraméricana. La acreción obedeció a la resistencia que ofreció el plateau a entrar en la zona de subducción cuando alcanzó la margen activa (Figura 13). Esto, a su vez, como consecuencia de la mayor flotabilidad que presentaba por ser un rasgo de topografía sobresaliente de la corteza oceánica.

5.6.3 Complejo Estructural Dagua La PLOCO como parte del Plateau del Caribe habría compartido con este su historia de depósito hasta el momento de su acreción a la margen continental. Las perforaciones realizadas en el piso del Caribe (Edgar et al. , 1973) y la interpretación de su estratigrafía sísmica (Bowland, 1993), muestran un zócalo volcánico cubierto por aproximadamente 0.5 km de depósitos pelágicos biogénicos, denominados el intervalo A’’-B’’, que consisten en arcillolitas silíceas, cherts, margas y calizas de edad cretácica superior a eocena. Bowland (1993) describe que en la vecindad de montículos submarinos esta secuencia suprayace localmente cuerpos lenticulares, que

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interpreta como intercalaciones de rocas volcanoclásticas y depósitos producidos por flujo gravitacional. Sugiere además, la posibilidad de que los últimos sean de composición calcárea y considera que esto sería posible si los estratos basales de la secuencia corresponden a carbonatos de plataforma for mados asociados a montículos emergidos o localizados a profundidades someras. El intervalo A’’-B’’ está cubierto por intercalaciones de sedimentos turbidíticos inconfinados y capas de depósitos hemipelágicos y pelágicos de edad miocena media a tardía (Bowland, 1993). El momento de acreción de la PLOCO no se ha establecido exactamente pero de acuerdo con la edad de las rocas de la cuenca del Cauca- Patía (6.1.6), que la posdatan, es probable que ocurriese en el Eoceno inferior y por lo tanto solamente las secuencias basales y el horizonte A”-B” de la Placa Caribe deben estar reprentados en la PLOCO. Los ambientes de sedimentación de tobas acuógenas básicas, aglomerados, conglomerados y algunos horizontes de calizas descritos en el Complejo Estructural Dagua es probable que correspondan a lentes similares a los interpretados por Bowland (1993) como formados asociados a montículos subaereos o marino someros. Moreno et al. (1993) reportan en sedimentos tobáceos campanianomaestrichtianos que afloran en cercanías a Belén de Umbría, evidencias de acumulación a profundidades someras, tales como restos vegetales y paleofaunas de plataforma (fisurélidos, cárdidos y cnidarios). Por su parte, las lodolitas arcillosas y los cherts que forman la mayor

I N G E O M I N A S ,2 0 0 1

8 0

Plateau oceánico (Gran Provincia Ignea Colombia-Caribe)

Nivel del mar

Placa Suramericana Litósfera MOHO

Astenósfera Fusión parcial W

E Movimiento de la Placa Farallones Falla Cauca-Almaguer

A) CRETACICO SUPERIOR Complejo acrecionario de la PLOCO

B) EOCENO INFERIOR Cuenca de frente de arco

Neríticos Hemipelágicos Sedimentos Pelágicos Basaltos Gabros Rocas Ultramáficas

C) EOCENO SUPERIOR-MIOCENO

Corteza continental precretácica

Sedimentos terciarios

Basaltos Gabros Rocas ultramáficas Corteza oceánica cenozoica

Pluma del manto Plateau oceánico Corteza oceánica del Cretácico superior

Figura 13. Diagrama esquemático que ilustra la evolución de la Provincia Litosférica Oceánica Cretácica Occidental - PLOCO y la generación del Complejo Estructural Dagua (Tomado de Nivia, en imprenta).

A l v ar o N i v i a G u e v ar a


parte de la secuencia sedimentaria de la PLOCO es probable que correspondan a los depósitos pelágicos biogénicos del horizonte A”-B”. El choque del Plateau del Caribe contra la margen continental condujo a un proceso paulatino de crecimiento de la corteza continental por adición de fragmentos oceánicos en un complejo acrecionario (Figura 13). Esta acreción se debe considerar como un proceso progresivo que estuvo acompañado por deformación orogénica y sedimentacion. La intensa deformación que caracteriza al Complejo Estructural Dagua, es el resultado del apilamiento de fragmentos corticales en este complejo acrecionario (Cf : Capítulo 7). Es posible que a nivel superficial el engrosamiento cortical prod ucido por imbricación en este complejo acrecionario condujera, como se observa en algunos prismas modernos (Hamilton, 1988), a levantamiento isostático de su superficie por encima del nivel del mar y erosión consecuente. El origen de la mayoría de los conglomerados, principalmente aquellos que incluyen cantos de felsitas, cherts y gabros o sus diferenciados ácidos, puede estar relacionado con estos procesos. Simultaneamente, sobre la plataforma así formada se acumularon secuencias clásticas en deltas progradantes así como también posiblemente en cuencas desarrolladas en el talud continental (slope basins). Estos estratos más jóvenes se depositaron sobre el complejo acrecionario y fueron imbricados también dentro de este (Figura 13). La mayor parte de las secuencias de estratos muy gruesos de arenitas y subarenitas líticas

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conglomeráticas y grueso granulares presentes en el Complejo Estructural Dagua y unidades correlacionables corresponden a estos depósitos. Esto explica los fósiles del Eoceno medio y el Oligoceno inferior reportados en rocas cartografiadas como Grupo Cañasgordas (Groesser & Blau, 1992) y también el por qué hacia occidente se incrementa la relación arena:lodo, un rasgo que había intrigado a varios investigadores (Calle et al., 1984, Duque-Caro, 1990). En las regiones de menor aporte de clásticos se acumularon localmente sobre esta misma plataforma calizas negras micríticas y lodolitas mixtas de terrígenos y carbonatos que fueron también imbricadas dentro el complejo acrecionario. El proceso continuo de imbricación de fragmentos oceánicos y sedimentos de plataforma, desarrollados sobre el complejo acrecionario, explica la mezcla de rocas de diferentes edades reportadas al occidente de Colombia como melanges (Duque-Caro, 1989, 1990).

5.6.4 Plutonismo calco-alcalino cretácico 5.6.4.1 Batolito de Buga

La génesis de este cuerpo como un granitoide calco-alcalino tipo I (Aspden et al., 1987) es problemática con respecto al modelo general presentado en esta memoria. Por una parte, se han descrito relaciones intrusivas para este cuerpo con respecto a la PLOCO (Schwin, 1969; Toussaint et al. , 1978; McCourt, 1984a; De Armas, 1985; Aspden & McCourt, 1986b) y por otra, los análisis radiométricos reportados en el batolito

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(Toussaint et al., 1978; McCourt et al., 1984) indican edades cercanas a 100 Ma. De acuerdo con estos datos el batolito sería más antiguo que su roca encajante (Cf : 5.3.4.2.2 y 5.4.5). Si se considerase, sin embargo, que los fragmentos más orientales de la PLOCO tienen entre 110-120 Ma (Kerr et al., 1997a, 1997b), como se explica en seguida, no existiría tampoco el tiempo suficiente para la formación de una margen activa adyacente a este fragmento de plateau acrecido donde se pudiera haber producido magmatismo calco-alcalino. Se podría pensar, alternativamente, que el batolito y su roca encajante representan una arco de islas acrecido, pero ésta hipótesis no está de acuerdo con las características geoquímicas de la roca encajante (Nivia, 1987, 1989; Kerr et al., 1997b). Teniendo en cuenta las relaciones entre la Formación Amaime y el Batolito de Buga, Aspden & McCourt (1986b) y Aspden et al. (1987) consideran que ésta formación y las unidades correlacionables, a las que denominaron Terreno Amaime, representan un evento independiente de acreción de corteza oceánica cretácica inferior a jurásica hace 125 Ma. Considerando, sin embargo, las características geoquímicas de las toleítas de Amaime, Nivia (1987, 1989) y Kerr et al. (1996a, 1996b, 1997a) consideran posible que estas correspondan a un fragmento más antiguo del plateau. Kerr et al.(1997a) han documentado que el volcanismo asociado a la PLOCO parece pres enta r tres edad es distintas : do s eventos bien definidos a 85-90 Ma en la Cordillera Occidental y


72-78 Ma en la Serranía del Baudó; y otro más antiguo, posiblemente de 110-120 Ma en la Cordillera Central. Evidencias adicionales del último se han reportado en otras partes del Plateau del Caribe tales como en el Complejo Duarte de Haiti (Lapierre et al. , 1997) y en Cuba (Iturralde-Vinent, 1994). Similarmente, se han reportado evidencias de un evento eruptivo contemporáneo con la formación de la Serranía del Baudó. En la perforación más occidental realizada en el Caribe (Crucero 15, sitio 152) se encontró basalto de plateau oceánico que contiene fragmentos de caliza campaniana (83-74 Ma) (Donelly et al., 1973). En las perforaciones del ODP (crucero 165, sitio 1001; 40 km WSW de sitio 152) se encontraron intercalaciones de sedimentos y cenizas basálticas del Campaniano medio que suprayacen y gradan hacia abajo a basalto de plateau (Pearce & Pearson, 1996). Estos hechos posdatan los basaltos infrayacientes en 83 Ma. De acuerdo con esto las edades más jóvenes se presentan al occidente tanto en la PLOCO (Serranía del Baudó, 72-78 Ma) como en el Caribe (sitios 152 y 1001, Campaniano). Kerr et al.(1997a) explican que esto es precisamente lo que se debía esperar si la formación del plateau se produce asociada a una placa (Farallones) que se desplaza por encima y hacia el este con respecto a la posición fija de la pluma (posiblemente Galápagos). El plateau oceánico PLOCO-Caribe no es único en este sentido a causa de que muchas de las grandes provincias ígneas originadas en plumas muestran al menos dos períodos eruptivos distintos (Bercovici &


Mahoney, 1994). Lo mismo que este, el plateau de Ontong-Java presenta picos de actividad volcánica alrededor de 120 y 90 Ma (Mahoney et al., 1993). En zonaciones generales, el Batolito de Buga se ha incluido dentro de cinturones de granitoides calco-alcalinos tipo I (Aspden et al. , 1987), que se suponen generados en márgenes activas a partir de cuñas de manto localizadas por encima de placas subducentes (Toussaint et al. , 1978; De Armas, 1985; Toussaint & Restrepo, 1993). Sin embargo, su carácter calco-alcalino no se ha demostrado, como tampoco el de los otros cuerpos que comunmente se incluyen en este cinturón: plutones de Sabanalarg a, Buriticá, Altavista, Irra, etc. Teniendo esto en cuenta y las consideraciones anteriores respecto a la edad del “Terreno Amaime” se puede encontrar un modelo petrogenético alternativo para el Batolito de Buga acorde con los hechos conocidos. Una posibilidad es que el intrusivo de Buga tenga una génesis intimamente relacionada con aquella del plateau oceánico de la PLOCO. Una característica notable de las rocas plutónicas de esta provincia es que durante su cristalización generan diferenciados ácidos que dan origen a plutones compuestos gabr o- tonalita (trodhjemita) tales como los Stocks de Río Volcán y El Tambor (5.2.5 y 5.2.8). Plutonitas con estas características parecen ser también el Gabro de Altamira (Mejía et al., 1983a, 1983b), El Stock de Buriticá y el Batolito de Sabanalarga (Alvarez, 1983; Mejía et al., 1983) que se han interpretado como pertenecientes al mismo cinturón magmático del Batolito

83

de Buga (Toussaint et al., 1978; Toussaint & Restrepo, 1993). De acuerdo con su situación estructural y su carácter compuesto, predominantemente gabroide, se propuso en esta memoria (5.2.12, Marín & Nivia, en imprenta) considerar tentativamente los tres últimos cuerpos y los gabros de Anserma, Belen de Umbría y Mistrató como parte integral de los niveles plutónicos de la PLOCO. Esta propuesta se puede extender también al Batolito de Buga y al Stock Monzonítico de Irra (Estrada & Viana, 1993; en revisión editorial) que ocupan una posición estruc tural similar pe ro relacionados con los fragmentos más orientales de la PLOCO, el “Terreno Amaime”. Según esto, las áreas cartografiadas como Batolito de Buga corresponden a las fases diferenciadas ácidas, mientras que las fases gabroides se encuentran incluidas dentro de las cartografiadas como Macizo Ofiólitico de Ginebra. En el caso del Stock Monzonítico de Irra es posible también separar áreas de rocas diferenciadas y gabroides. Aunque en forma especulativa, porque se desconocen sus características geoquímicas, se cree que el “Batolito” de Buga y el Stock Monzonítico de Irra hacen parte de los niveles plutónicos de la PLOCO y son similares a los cuerpos compuestos como el Stock del Tambor pero posiblemente más antiguo s asociados a los fragmentos más orientales de la PLOCO. La descripción y discusión sobre su génesis se incluyeron, sin embargo, dentro de un aparte relativo al plutonismo calco-alcalino dado que esta es la idea general que se tiene sobre este

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cuerpo. De acuerdo a la evolución del conocimiento y a los estudios que se realicen de las características geoquímicas es probable que estos cuerpos se tengan que incluir, en el futuro, en los apartes relativos a las rocas plutónicas ultramáficas y máficas de la PLOCO (5.2). 5.6.4.2 Diques pegmatíticos de hornblenda-plagioclasa-cuarzo

Para explicar el origen de los diques pegmatíticos existen varias hipótesis. Barrero (1979) sugiere que el Complejo Ultramáfico de Bolívar fue emplazado diapíricamente en los basaltos de la Formación Volcánica (Sic. Grupo Diabásico) y que esto produjo fracturas a través de las cuales penetró agua que reaccionó con los líquidos residuales resultando la formación de una fase pe gmatí tic a rica en agu a. Ba ldi ón et al.(1991) creen, por su parte, que los diques se formaron por diferenciación magmática. Esta hipótesis es menos factible pues los magmas basálticos son secos y los productos de diferenciación, como los plagiogranitos, se caracterizan porque las fases hidratadas ocupan menos del 10% de su volumen (Coleman, 1977). El Profesor John Tarney considera factible (comunicación oral, 1992) que el agua que facilitó la formación de las fases hidratadas de los diques pegmatíticos y la anfibolitización en los gabros provenga de la deshidratación de corteza continental -rica en minerales hidratados- durante un proceso de acreción por subducción. Si durante el choque entre la Placa Suramericana y el Plateau del Caribe, un fragmento de este último es colocado por


encima de la primera, el exceso de espesor de la litósfera oceánica aumenta la temperatura de la corteza que soporta la acreción. Este proceso produce deshidratación en esta última y el agua expulsada atraviesa el bloque suprayacente produciendo los fenómenos observados en los complejos ultramáficos de la PLOCO. El origen del yacimiento de magnesita se puede relacionar también con este proceso de acreción por subducción. La formación de magnesita criptocristalina asociada a rocas ultramáficas se considera como el resultado de alteración de serpentina por una fase hidratada rica en CO2 producida por destilación de vapor a profundidad (Harben & Bates, 1984). Durante un proceso de imbricación de bloques es posible destilar agua y el CO2 a partir de sedimentos calcáreos acumulados sobre la plataforma continental que soporta la acreción. Dabitzias (1980) propone mecanismos similares para explicar la formación de los depósitos de magnesita asociados a las rocas ultramáficas de la península de Chalkidiki, en Grecia, donde estas rocas han sido interpretadas como derivadas de la destrucción, durante el Cretácico tardío, de una pequeña cuenca oceánica que fue obducida sobre el zócalo prealpino. Dabitzias (1980) postula que durante el proceso de obducción, agua y CO 2 derivados de los sedimentos que quedaron subyaciendo y envolviendo los fragmentos de la ofiolita obducida, fueron expulsados y la atravesaron cuando esta alcanzó un estado semifrágil. Los fluidos derivados de estos sedimentos y los sedimentos mismos sirven como

Memoria explicativa del Mapa Geológico del Departamento del Valle del cauca

lubricantes en las zonas de cizallamiento y reducen la resistencia friccional de la ofiolita al movimiento. El reporte de dumortierita en los diques pegmatíticos constituye una evidencia adicional en favor del modelo de destilación de vapor durante la acreción. De acuerdo con la formula del mineral, el boro representa el 2.8% de su peso requiriendose altas concentraciones de este elemento en un magma o fluido para su cristalización. El boro es, sin embargo, un elemento muy disperso en la naturaleza, promediando 3.3 ppm en la corteza terrestre y 4.6 ppm en el agua del mar (Harben & Bates 1984). En los princ ipales tipos de roc as su concentración varía de 3 ppm en las ultramáficas pasando por 5 ppm en las máficas, 10 ppm en granitos, 20 ppm en calizas, 35 ppm en areniscas, 100 ppm en

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shales marinos (Rose et al., 1979) hasta 300 ppm en basaltos alterados del piso oceánico (Smellie et al. , 1992). Se postula que el boro de la dumortierita pudo der destilado de shales marinos (y posiblemente basaltos alterados) y concentrado en una fase fluida durante la acreción. Potencialmente, cualquier edad obtenida de los diques pegmatíticos o de las venas de magnesita, podría, de acuerdo al modelo anterior, ayudar a constreñir la edad del momento de acreción. Brook (1984) realizó tres análisis K/Ar sobre hornblendas de los diques que dieron 70+14, 78+14 y 102+18 Ma; Barrero (1979) había obtenido una edad de 106+18 Ma por el mismo método. Los amplios rangos de error de estos análisis indican la necesidad de realizar estudios más precisos que ayuden a la solución de este importante problema.

6. COBERTURA ANDINA CENOZOICA Las rocas sedimentarias cenozoicas del estratigrafícas son más complejas y Departamento del Valle del Cauca están sugieren al menos dos depocentros relacionadas con la acumulación en dos separados por un paleoalto localizado cuencas principales desarrolladas sobre la aproximadamente entre las latitudes de PLOCO: la Llanura Costera del Pacífico Vijes y Guacarí. y la depresión del Graben Interandino 6.1 EL GRABEN INTERANDINO Cauca-Patía - GICP (Acosta, 1970). En CAUCA-PATIA - GICP la primera se reconocen dos unidades néogenas interdigitadas: una oriental Al sur de Vijes, sobre las estribaciones esencialmente transicional marino- orientales de la Cordillera Occidental, continental, la Formación Raposo y otra aflora una secuencia de sedimentitas occidental de origen marino la Formación terrígenas definida en un informe inédito Mayorquín (Aspden & Nivia, 1985). En de Hubach y Alvarado (1934) como el la segunda, constituida por rocas Piso del Cauca (Cuadro 7). En estas rocas, acumuladas desde el Eoceno y pero incluyendo parte de las secuencias deformadas, las clasificaciones que afloran al norte de Guacarí

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(Cf : 6.1.4.1.2) Van Der Hammen (1958) separó las Formaciones Cauca superior, medio e inferior; sin embargo, De Porta (1974) indica que estas unidades estaban mal definidas (citadas en Van Der Hammen, 1958 como: Kaiser, Nelson & Van Der Hammen, inédito) y sugiere usar el nombre de Grupo Cauca ( Cf : Hubach & Alvarado, 1934; Keiser, 1954; Van der Hammen ,1958) para las sedimentitas que afloran al sur de Vijes y abandonar la nomenclatura anterior en la que Keizer (1954), Hubach (1957), Van der Hammen (1958) habían introducido gran confusión (Cuadro 7). En el Departamento del Cauca, Orrego (1975) y Orrego et al.(1976) propusieron dividir el Grupo Cauca en cuatro formaciones: Chimborazo, Guachinte, Ferreira y Esmita. Estas unidades, con excepción de la Formación Esmita, se pueden seguir hacia el norte, en el Departamento del Valle. No obstante, se acuñan y desaparecen al norte de Cali y en su lugar aflora una secuencia de rocas calcáreas del Mioceno inferior denominada Formación Vijes (Schwinn, 1969). Con respecto a las relaciones entre la Formación Chimborazo y la Formación Esmita del Grupo Cauca, Orrego (1975) reporta que la segunda suprayace en discordancia la primera y los controles cronoestratigráficos, aunque mal establecidos, indican que la duración de la discordancia puede abarcar gran parte del Eoceno. Los orígenes de la Formación Chimborazo y las unidades suprayacentes pueden, en consecuencia, no tener relación, por lo que la inclusión


de la Formación Chimborazo dentro del Grupo Cauca no esta de acuerdo con los procedimientos de nomenclatura estratigráfica. En consecuencia, en este trabajo se presenta la Formación Chimborazo como una unidad independiente (Cuadro 7). Las formaciones Chimborazo, Guachinte y Ferreira se han dividido en miembros cuyos detalles litológicos y relaciones estratigráficas se describen en esta memoria, a pesar de que por razones de escala no se muestran en el mapa geológico del Departamento del Valle. Por otra parte, al norte de Guacarí, sobre las estribaciones occidentales de la Cordillera Central, aflora una secuencia areno-rudácea oligoceno-miocena definida por Schwinn (1969) como el Grupo Valle (Cuadro 7). En esta unidad McCourt et al. (1985a) separaron las formaciones Cinta de Piedra, La Paila y La Pobreza pero intrudujeron inconvenientes de nomenclatura estratigráfica similares a los del Grupo Cauca. Estos autores indican que la Formación La Pobreza reposa de manera discordante sobre la Formación La Paila. Para no incluir unidades separadas por discordancias dentro de un grupo, se propone en este trabajo considerar la Formación La Pobreza como una unidad independiente (Cuadro 7). Todas las rocas mencionadas están cubiertas parcialmente por unidades superiores locales, no consolidadas, de depósitos plio-pleistocenos lacustres, volcánicos o de abanicos aluviales como las formaciones Zarzal, Armenia y Jamundí.

7 8

Hubach & Alvarado (1934)

Keiser (1954)

h ) c 7 a b 5 9 u 1 ( H

Bartsch (1958)

a i b Formación m de Combia o C e d Formación o p La Paila u r G

Piso de Combia

a c u a C l e d

e l l a V l e d o t n e m a t r a p e D l e d o c i g ó l o e G a p a M l e d a v i t a c i l p x e a i r o m e M

) e l l a V l e d Conjunto o superior t nconglomeraceo a e r m t d a a e r i p e P D e l d e e a n t s a n d i Conjunto i C c medio o n arcilloso e o d c e r o s o i n s P e n o i s Conjunto i v i d inferior bconglomeraceo u S ( l a Horizonte r e r del coke t e o T i r e Horizonte l e p uSta. Bárbara d s . j n o Horizonte o de Mango C Horizonte a c e i o Los Hilos u d d a t o e MHorizonte C n u oLos Chorros l j n i e o l a d C C Horizonte o s Salvajina i

P

Conjunto Los Confites o inferior

Serie Faldequera

Van der Hammen (1960)

Miembro Cinta de Piedra

a v i t c r u o d i o r e r p p u a s n o Grupo Z El Olvido o d a l r e e n Veta el tunel m u o San Pedro o T l g l n E o C l i r e t s E a n o Z

Estrato marino San Francisco

a c u a C l e d o s i P

Vetas Antracitoso Conglomerado Las Cafés Vetas Las Cafés Conglomerado intermedio

Arenisca La Uribe

Est. mari. La Leona Zona productiva inferior (Grupo Cogollo)

Vetas El Bituminoso

Horizonte de la Cima

Arenisca La Cima

Zona de la base

r o i r e p u s Miembro a c Patía u a C n ó i c a m r o F

a c u Miembro a Suarez C l e d o Miembro i o d p e Rampla u m a r c G u a C n ó i Miembro c a Timba m r o F

a c u a C r o n i r ó e i f c n a i m r o F

Miembro La Cima Miembro Ampudia

Auteco (1963)

Piso de Combia

Piso Cinta r de Piedra o l e i r d e p o u s s i p a Conjunto b c Lili u u S a C Horizonte de San Francisco Conjunto de San Francisco -Bucarica

o l e i Conjunto d d El Naranjal

e a o s m c i p a u c a b u u a S C C Conjunto de l La Ventura e d o s i Conjunto P Los Hilos

Horiz. La Leona Complejo o l i t n aLos Chorros u C j n e r o d l o C Arenisca de e i r La Cima d f e o n s i i p a b c u u S a C Conjunto Los Confites

Formación Nogales Formación Diabásica

Grupo Diabásico

Grupo Diabásico

Schwinn (1969)

Orrego (1975)

Formación Popayán

Formación Popayán

e l l a V Fm. Buga o p u r G

F. Cartago Formación Vijes

í d n u m a J n ó i c a m r o F

a c u a e C t n o i p h c u a u r G G n

ó i c a m r o F

e b i r U n ó i c a m r o F Grupo Diabásico

a ) t i l e l e m s n l a E e V a l n r e o d ó l i f . c a a t o m o p r N o ( D F

Miembro a r Cabrera i e r r e F n ó i c a a c m r Miembro o u a F Suarez

C l e d o p u r G e t

IGM-BGS (1985)*

Fm. Cinta de Piedra

Formación Vijes

Formación La Pobreza

a ) t i l e l e m s n l a E e V a l n r e o d ó l i f . c a a t o m o p r o N ( D F

Miembro El Palmar M. San a a r r Francisco i i e e r r r r e e Miembro F F Bucarica n n ó ó i i c aMiembro a c a m c m r Suarez r o u o Miembro F F a C Suarez

e l l Formación a V La Paila o p u r Fm. Cinta Gde Piedra Formación Vijes

Miembro Cabrera

n ó i c a m r Miembro o F Los Chorros

Miembro La Cima

Miembro La Cima

Miembro n o z ó a i r Loma c o Larga a b m m r o i F h CMiembro Confites

Miembro n o z Loma ó a i c r o Larga a b m m r o i F h CMiembro Confites

Grupo Diabásico

Este Trabajo

Formación La Pobreza

e l l a VFormación o La Paila p u r G

a c u a C e o t n n Miembro i p i h h La Rampla c u a Miembro r c a u u G Rampla G G n ó i c a m r o F

Padilla (1991)

Fm. Ampudia Fm. Volcánica

l e d o p u r G e

Miembro a r Cabrera i e r r e F n ó i c a m r o FMiembro a Suarez

c u a C o p u r eMiembro G t

t Miembro n i La Rampla h c a u G n ó i c aM. La Leona m rMiembro s o e F Los j i Chorros V . Miembro m F La Cima

n i La Rampla h c a u G n ó i c a m r Miembro o F Los Chorros Miembro La Cima

n s Miembro ó i e Loma c t i Larga a f m n o r o F CMiembro Nogales

Miembro n o Loma ó z a i r c o a b Larga m r m o i Miembro F h C Confites

Grupo Diabásico

PLOCO

Cuadro 7. Sinopsis de la nomenclatura estratigráfica utilizada para las rocas terciarias del Graben Interandino Cauca-Patía - GICP (* Cf . Capítulo 1).

1 0 0 2

, S A N I M O E G N I

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6.1.1 Formacion Chimborazo (TPc) Está unidad, conocida por los geólogos de Intercol como Formación Uribe (Schwinn, 1969), está constituida por una secuencia de sedimentitas marinas que aflora en la población de Chimborazo (IDP de Morales, Cauca) suprayaciendo discordantemente las formaciones Volcánica y/o Ampudia y suprayacida, a su vez, en forma discordante por la Formación Guachinte (Orrego, 1975). La Formación Chimborazo tiene más de 3000 m de espesor en su localidad tipo, donde se separaron dos miembros: uno inferior, Confites; y otro superior, Loma Larga (Orrego, 1975). Sin embargo, en el Valle, no se puede reconocer esta división y el espesor de la formación decrece desde 400 m, hasta acuñarse cerca a la población de Villa Carmelo (Corregimiento de Melendez, Cali) donde la Formación Guachinte la superpone transgresivamente. El miembro Confites, característico por consistir en una secuencia conglomerática de turbiditas proximales (Cf : 6.1.1.1) , no se puede seguir al norte del río Guachinte, donde es reemplazado por una secuencia de rocas de grano fino y buena selección. Esta secuencia, que tiene la misma posición estratigráfica que la Formación Chimborazo, en el sentido de que esta suprayacida por la Formación Guachinte y descansa directamente (con un conglomerado basal) sobre las rocas cretácicas, no puede, en su aspecto sedimentológico, igualarse con el miembro Confites, expuesto más al sur,


y se toma, por lo tanto, como equivalente lateral del miembro Loma Larga. Padilla (1991) sugiere modificar la nomenclatura de las rocas terciarias del GICP y denominar Formación Confites a la Formación Chimborazo, separándola en los miembros Ampudia y Nogales (Cuadro 7). Sin embargo, dado que estos nombres se utilizan en la cartografía geológica de las rocas cretácicas de la PLOCO ( Cf : 5.4.3.4 y 5.4.3.5) la propuesta es inaplicable. 6.1.1.1 Litología

En el Departamento del Cauca, donde aflora el miembro Confites, consiste en brechas a conglomerados polimícticos interestratificados con wacas líticas y limolitas. Los clastos, que hacia la base pueden presentar hasta 1 m de intercepto mayor, incluyen principalmente cherts y basaltos. El miembro Loma Larga es de grano más fino y en la sección tipo está compuesto de una secuencia monótona de wacas líticas, limolitas, lodolitas y horizontes locales de conglomerados. Al norte del río Guachinte la formación consiste de base a techo, en un horizonte de brechas a conglomerados, una secuencia de areniscas de grano fino y buena selección, limolitas, lodolitas y shales. Los estratos que presentan costras ferruginosas son comunes y se presentan en menor abundancia algunos shales carbonáceos, pero no se incluyen carbones. De acuerdo con G. Verdugo (Comunicación personal) muchas de las unidades de areniscas son glauconíticas.


6.1.1.2 Edad

La edad de la Formación Chimborazo no esta bien definida. Orrego et al.(1976) consideran que es paleocena a eocena media según el tipo de radiolarios encontrados en el miembro Confites. Sin embargo, Schwinn (1969) menciona que de acuerdo con su contenido de polen podría ser de edad eocena a eocena superior.

6.1.2 Grupo Cauca 6.1.2.1 Formación Guachinte (TOg)

El nombre de Formación Guachinte fue utilizado por primera vez por Schwinn (1969) para referirse a una secuencia de sedimentitas de origen parálico que que aflora a lo largo del río Guachinte y contiene importantes horizontes de carbón. Orrego (1975) reporta que en su área tipo esta unidad suprayece en discordancia la Formación Chimborazo y es suprayacida en contacto concordante por la Formación Ferreira. Al norte del río Pance la Formación Guachinte reposa directamente sobre la Formación Volcánica. La secuencia de la Formación Guachinte se puede dividir en varios miembros: en su área tipo Orrego (1975) reconoce dos miembros, uno inferior, La Cima y otro superior La Rampla. Dentro de esta última Hubach & Alvarado (1934) habían usado el nombre Horizonte Los Chorros para referirse a la sección portadora de carbones por lo que Verdugo & Nivia (1985) proponen, además, dividir el miembro La Rampla en dos: una secuencia inferior rica en carbones para la cual sugieren el nombre de miembro Los Chorros y una superior de areniscas

89

sin horizontes de carbón a la que proponen denominar miembro La Rampla (Cuadro 7). La base de este ultimo está marcada por la presencia de un horizonte marino que contiene gasterópodos y pectínidos conocido como Horizonte La Leona (Hubach & Alvarado, 1934; Misión Belga, 1964). El espesor de la Formación Guachinte en la sección tipo es de 643 m (Orrego, 1975) pero se adelgaza hacia el norte y desaparece en el área de Yumbo. Litología. El miembro basal La Cima presenta un espesor decreciente desde 105 m en el río Guachinte (Orrego, 1975) hasta desaparecer en el río Jordán. Consiste en bancos muy gruesos de areniscas cuarzosas blanco grisáseas, de grano fino a conglomeráticas interestratificadas con bancos de espesor medio a grueso de limolitas grises oscuras y lentes delgados de conglomerados. El miembro Los Chorros consiste en una secuencia repetida de ciclotemas, generalmente menores de 4 m de espesor, que normalmente decrecen en tamaño de grano de base a techo desde areniscas de grano grueso y medio a limolitas, lodolitas y shales. El contenido de carbón se incrementa hacia arriba, estando las secuencias normalmente cubiertas por mantos de carbón que en el área de minas de La Cascada, al suroccidente de Cali, varían en espesor de 0.5 a 2.0 m alcanzando localmente los 3.7 m. Los carbones son duros y bituminosos pero con alto contenido de volátiles. Carbones de más alto rango se presentan localmente en la zona de contacto del Stock de Pance. De acuerdo con Durán et al.(1981) los carbones de la Formación Guachinte

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contienen en promedio, 8.5% de cenizas, 0.7% de azufre y aproximadamente 40% de volátiles. El miembro La Rampla forma la parte superior de la Formación Guachinte. Su base está marcada por el horizonte marino La Leona localizado 10 - 20 m por encima del último estrato de carbón del miembro Los Chorros. Entre Cali y Yumbo, los miembros La Cima y Los Chorros no se presentan y el miembro La Rampla descansa directamente sobre los basaltos de la Formación Volcánica. En la sección de la mina La Cascada las areniscas del miembro La Rampla varían en tamaño de grano fino a muy grueso y consisten esencialmente en granos de cuarzo, feldespatos y en menor proporción fragmentos de roca que constituyen menos del 10% del volumen de la roca. Las estructuras comunes a estas rocas son estratificación cruzada, laminación flasser y gradación. También son frecuentes los rellenos de canal que forman horizontes conglomeráticos de espesor varíable entre 2 y 4 m. Estos últimos consisten en guijarros sub-angulares a subredondeados de cuarzo de venas y menos frecuentemente de chert y fragmentos de felsita soportados en una matriz arenosa de granos de cuarzo de angulares a subredondeados. Edad. La edad de la Formación Guachinte no está bien establecida. Basado en análisis de polen, Schwinn (1969) sugiere una edad eocena superior. Dueñas (en Aspden, 1984) indica que el miembro Los Chorros se depositó después del Eoceno superior y que la abundancia de esporas sugiere una edad oliogocena.


Keiser (1954) reporta edad oligocena inferior para los fósiles recolectados en el Horizonte La Leona. La edad miocena (Orrego, 1975; Orrego et al. , 1976; París & Marín, 1979) se descarta por estar la Formación Guachinte intruida por el Stock de Pance que tiene una edad K/Ar de 17-19 Ma (Brook, 1984). 6.1.2.2 Formación Ferreira (TOf)

Esta unidad fue propuesta por Orrego (1975) para designar la secuencia sedimentaria aflorante en la Q. Ferreira localizada a unos 3 km al noreste de Timba (Valle). A esta misma se había referido Van Der Hammen (1958) como la Formación Cauca Superior y Schwinn (1969) como la Formación Jamundí. La Formación Ferreira reposa en concordancia sobre la Formación Guachinte. En el Departamento del Cauca, la Formación Esmita reposa en forma concordante sobre la Formación Ferreira (Cuadro 7) pero en el Valle no se presenta la Formación Esmita y la Formación Ferreira está cubierta en discordancia por depósitos pl io-pleis tocenos más jóvenes . De acuerdo con Orrego (1975) la formación consiste de un miembro inferior, no marino, el miembro Suárez y de uno superior, esencialmente marino el miembro Cabrera. La Formación Ferreira se acuña hacia el norte y desaparece inmediatamente al sur del río Pance. En su sección tipo tiene un espesor de 500 m (Orrego, 1975) y de acuerdo con Schwinn (1969) en la Q. Seguenguito (Cauca) este alcanza los 1300 m.


Litología. El miembro Suárez se caracteriza por la presencia, en su base, de niveles lenticulares de conglomerados que se destacan topográficamente formando riscos. Estos niveles, que alcanzan 50 m de espesor, consisten en guijarros sub-redondeados a bien redondeados de cuarzo lechoso y cantidades menores de chert soportados en una matriz de arena cuarzosa. Interestratificados con los conglomerados se presentan shales carbonáceos, lodolitas y areniscas. La parte superior del miembro Suárez es también en parte conglomerática pero incluye una secuencia rítmica de shales, limolitas, shales carbonáceos y carbones. En el río Guachinte el miembro Suárez tiene 225 m de espesor (Orrego, 1975). La base del miembro Cabrera está marcada por dos estratos marinos conocidos localmente como el Horizonte de San Francisco (Keiser, 1954; Misión Belga, 1964), expuesto en los ríos Guachinte, Claro y Lilí. Este contiene restos mal preservados de gasterópodos y pelecípodos. Sobre este horizonte fosilífero se presenta una secuencia monótona de limolitas y en menor cantidad de areniscas que son en parte calcáreas. En el río Guachinte el miembro Cabrera tiene 280 m de espesor (Orrego, 1975). Edad. Schwinn (1969) reporta una edad eocena superior para estas rocas. De acuerdo con Keiser (1954) los fósiles colectados en el horizonte de San Francisco serían del Eoceno superior al Oligoceno inferior. La posibilidad de que está unidad se haya depositado durante

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el Mioceno (Orrego, 1975; Orrego et al., 1976; París & Marín, 1979) se puede descartar por estar intruida por el Stock de Pance de 17-19 Ma (Brook, 1984).

6.1.3 Formación Vijes (TOv) Esta unidad que consiste en una secuencia de calizas y areniscas que afloran al oeste y sureste de Vijes fué descrita inicialmente por Stutzer (1934) y subsecuentemente por Nelson (1957) quien se refirió a ellas como las Calizas de Vijes. Schwin (1969) propuso denominarlas Formación Vijes. Esta secuencia que suprayace en discordancia la Formación Volcánica tiene un espesor variable que alcanza un máximo de aproximadamente 300 m al norte de la Q. San Marcos (Mulalo, IDP de Yumbo). Las calizas de la Formación Vijes son económicamente importantes para la elaboración de cemento. 6.1.3.1 Litología

Esta unidad aflora en bloques individuales limitados por fallas. En un bloque localizado al norte de la Q. San Marcos la base de la formación está marcada por un horizonte que varía de un potente conglomerado (hasta 30 m) al norte hasta una banda pobremente expuesta de una brecha lítica oligomíctica al sur. Este horizonte consiste en clastos derivados de la denudación de la Formación Volcánica y sus intrusivos relacionados. En los otros bloques las areniscas calcáreas o calizas reposan directamente sobre la Formación Volcánica. Las primeras, que generalmente no exceden los 2 m de espesor, se presenta bien estratificadas y varían de areniscas de grano fino a grueso; algunas contienen capas de fragmentos

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que incluyen clastos de calizas nodulares. Donde las calizas suprayacen directamente la Formación Volcánica, presentan normalmente estratificación delgada y nodular, algunas veces con delgados horizontes de brechas calcáreas. En los niveles basales de estas secuencias de calizas se presentan también guijarros angulares de basalto. Los principales tipos de rocas que forman la Formación Vijes son calizas, areniscas calcáreas, arenitas de cuarzo y brechas. Las calizas varían de micritas a esparitas de grano grueso recristalizadas. Las últimas contienen cantidades variables de materiales detríticos incluyendo granos angulares de cuarzo, cantidades menores de fragmentos de rocas silíceas y de clastos basálticos. El contenido de fragmentos de fósiles varía considerablemente; localmente comprende el volumen total de la roca y se presentan soportados en una matriz muy escasa de micrita. Las areniscas calcáreas son de grano medio a grueso y consisten en cuarzos angulares a subredondeados y fragmentos líticos, no esféricos, soportados en una matriz de micrita o cementados con esparita. Los fragmentos de fósiles son comunes. Las areniscas están compuestas esencialmente de granos de cuarzo y cerca de un 10% de fragmentos de roca que incluyen chert, basalto y felsita. La estratificación gradada a pequeña escala es común. Las brechas sedimentarias basálticas del bloque occidental consisten en fragmentos angulares a subangulares de basalto, chert y felsita en una matriz cuarzosa de grano fino.


6.1.3.2 Edad

La edad de la formación no está bien establecida a pesar de que los fósiles le son comunes. Hubach y Alvarado (1934) consideraron que se había depositado en el Terciario medio. Esta edad fue revisada por Hubach (1957) quien con base en la presencia de algunos especímenes de venericardia postula una edad eocena superior. Stutzer (1934) y Bürgl (1961) consideran que es del Oligoceno, mientras que Schwinn (1969) reporta una edad miocena inferior. No obstante estas evidencia fósiles acerca de la posible edad de la formación su relación con las rocas del Grupo Cauca al sur y del Grupo Valle al norte son inciertas.

6.1.4 Grupo Valle A partir de Guacarí hacia el norte, a lo largo de las estribaciones occidentales de la Cordillera Central, aflora un cinturón elongado de rocas conglomeráticas de origen continental, que se extiende entre 120-130 km en dirección NE, con un ancho que varía entre 5-25 km. La evidencia fósil disponible (Van Der Hammen, 1958; Schwinn, 1969) indica que su edad varía probablemente de oligocena superior a miocena media. La secuencia presenta poca variabilidad en su litología, que en adición a la deformación y a los pobres controles establecidos con respecto a su edad dificultan las subdivisiones y correlaciones. Schwinn (1969) se refiere a estas sedimentitas como el Grupo Valle, compuesto por las formaciones Cartago y Buga. McCourt et al.(1985a) reconocen como parte del Grupo Valle las formaciones Cinta de Piedra, La Paila y


La Pobreza. Dada, sin embargo, la relación discordante entre las Formaciones La Paila y La Pobreza, en esta memoria se considera al Grupo Valle como constituido solamente por las Formaciones Cinta de Piedra y La Paila. 6.1.4.1 Formación Cinta de Piedra (TOcp)

Corresponde a la secuencia de areniscas y arcillolitas compactas intercaladas con horizontes de conglomerados, expuesta en una franja N-S al N y NO de Sevilla, ocupando el núcleo del Sinclinal de Miravalles-San Isidro. Los contactos principales son fallados al oeste con la Formación La Paila y al este con las formaciones La Pobreza o Amaime. Schwinn (1969) reporta que en el núcleo de un pequeño anticlinal, al oriente de Buga, la Formación La Paila reposa en concordancia sobre la Formación Cinta de Piedra. Litología. La Formación está compuesta por rocas detríticas de pobre selección en cuanto a tamaño, composición y forma, que varían de areniscas líticas a conglomerados polimícticos a través de areniscas conglomeráticas y que ocurren interestratificadas con lodolitas azul-grisáceas ligeramente carbonosas, en estratos de espesor grueso a muy grueso. La formación incluye, principalmente, areniscas friables de color gris verdoso con tamaño de grano variable, intercaladas con conglomerados polimícticos y arcillolitas verdosas. Los componentes sedimentarios de las areniscas incluyen cuarzo, plagioclasa, muscovita y fragmentos de roca soportados en una matriz arcillosa.

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Los conglomerados incluyen fragmentos de cuarzo lechoso, chert negro, basalto y lodolita soportados en una matriz arenoarcillosa. La seleccion, en cuanto a tamaño de estos componentes, es pobre y los cantos individuales pueden alcanzar hasta 30 cm de intercepto. Las arcillolitas presentan colores abigarrados y contienen láminas delgadas ondulosas, no paralelas, continuas. Correlaciones. El nombre de Cinta de Piedra fue utilizado por Hubach & Alvarado (1934) quienes definieron que el tope del “Piso del Cauca”, estaba marcado por la parte basal del conglomerado del Piso de Cinta de Piedra. Desafortunadamente se presentó confusión debido a que el nombre Cinta de Piedra fue aplicado tanto a la secuencia principal (piso) como a su unidad inferior dominantemente conglomerática (conjunto). Van Der Hammen (1958) incluyó parte del “Conjunto Cinta de Piedra” de Hubach & Alvarado (1934) en su Grupo del Cauca, que incorrectamente igualó al “Piso del Cauca” definido por estos mismos autores y retuvo el nombre de Cinta de Piedra asignandole el status de miembro. De Porta (1974) limita el Grupo del Cauca a la secuencia de sedimentitas paleógenas que aflora al sur de Vijes. De acuerdo con este criterio la unidad Cinta de Piedra no se puede incluir en el Grupo del Cauca aunque según su edad puede ser en parte sincrónica con la Formación Ferreira. Schwinn (1969) se refiere a esta unidad como la Formación Cartago. Teniendo en cuenta la prelación en el nombre McCourt (1984a) la denominó Formación Cinta de Piedra y la consideró en parte, en amplios términos

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litoestratigráficos, correlacionable con la bancos de espesor muy grueso a grueso Formación Amagá descrita por González de estratificación plana, no paralela, (1976, 1980a). continua. Los componentes Edad. La Formación Cinta de Piedra se sedimentarios de estas rocas presentan asigna tentativamente al Oligoceno forma elipsoidal a esférica y buen superior (Van Der Hammen, 1958; De redondeamiento; su composición refleja Porta, 1974) a partir de su relación con la la geología general de la Cordillera Formación La Paila del Mioceno. Van Central: basalto, tonalita, diorita, Der Hammen y De Porta claramente metamorfitas, cuarzo y algo de chert definen su tope en el primer nivel de tobas negro. Un rasgo característico es la de la parte inferior de la Formación La pres encia de fragmentos de madera Las estructuras Paila. Schwinn (1969) cita una edad silicificada . miocena media para su Formación Buga, sedimentarias más comunes son canales correspondiente a la parte superior de La de relleno y estratificación cruzada. Por Formación La Paila, mientras que Nelson su parte, las tobas dacíticas ocurren en (1957) y Alvarez (1983) asignan una edad estratos tabulares macizos, gruesos a muy miocena medio-inferior para la gruesos de colores claros en tonos de Formación La Paila. Por inferencia la habano y crema. Interestratificados con Formación Cinta de Piedra es pre- conglomerados y tobas dacíticas ocurren miocena y más probablemente oligocena. también areniscas de grano grueso a medio y de colores claros en tonos de gris 6.1.4.2 Formación La Paila (TMp) habano y crema, cuya composición (que Según Van der Hammen (1958) esta incluye granos de hornblenda, biotita, unidad que fue propuesta, en 1955, en un magnetita, plagioclasa) sugiere una informe inedito de Keiser, Nelson & Van contribución volcano-clástica importante. der Hammen, está formada por rocas Estas se presentan en estratos de espesor acumuladas por procesos sedimentario- medio con estratificación cruzada y volcánicos y consiste principalmente en gradación. En menor abundancia se intercalaciones de conglomerados y tobas presentan lodolitas arenosas de color dacíticas. Nelson (1957) dividió la amarillo ocre en bancos de espesor grueso formación en una unidad inferior a muy grueso de estratificación plana, correspondiente a aproximadamente 200 paralela, continua. La estructura m de tobas dacíticas seguidas por una sedimentaria más común en estas últimas secuencia clástica, esencialmente es la laminación, que normalmente varía conglomerática. El espesor de esta última de media a gruesa. varía de 400 a 600 m. Correlaciones. La parte inferior de la Litología. Los horizontes de origen Formación La Paila es, en parte, clástico de la Formación La Paila varían equivalente a la Formación Cartago de conglomerados polimícticos de cantos (Schwinn, 1969) definida en la Carretera a areniscas grueso granulares a Cartago-Alcalá. La parte superior de la conglomeráticas que se presentan en


Formación La Paila se correlaciona directamente con la Formación Buga de Schwinn (1969). Edad. Su edad según datos palinológicos es miocena (Van der Hammen, 1958; Schwin, 1969); McCourt (1984) sugiere, sin embargo, que esta unidad puede ser más antigua, probablemente oligocena y correlacionables, al menos en parte, con el Grupo Cauca y la Formación Amagá (Cf : 6.5).

6.1.5 Formación La Pobreza (TMpo) Corresponde a una secuencia local de conglomerados y areniscas que descansa en discordancia sobre la Formación Cinta de Piedra, al norte de Sevilla, y está suprayacida a su vez, en discordancia, por la Formación Armenia. Esta unidad es litológicamente similar a la parte superior de la Formación La Paila. McCourt et al. (1985a) definieron la unidad en la quebrada La Pobreza, afluente por la margen occidental del río La Vieja, donde esta secuencia presenta un conglomerado basal de cantos muy gruesos, en relaciones discordantes obvias sobre la secuencia subyacente de la Formación Cinta de Piedra. En los depósitos asociados a los ríos que drenan este conglomerado basal se encuentran cantos muy gruesos y bien redondeados de la serie regional de pórfidos ( Cf : 6.4.1). Se interpreta que estos cantos proceden del conglomerado basal de la Formación La Pobreza y por lo tanto se le asigna a la formación una edad del Mioceno al Plioceno de acuerdo con las edades K/Ar disponibles para los pórfidos ( Cf : 6.4.1.1). Existe, sin embargo, la posibilidad, de que los cantos de pórfidos representen erosión y

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transporte de materiales procedentes de stocks o diques que intruyen los sedimentos de TMpo. En este caso sería necesario controlar si la Formación La Pobreza corresponde a una secuencia independiente o a la Formación La Paila.

6.1.6 Sedimentacion terciaria en el Graben Interandino CaucaPatia (GICP) - Discusion Las secuencias de rocas terciarias tienen pobres controles cronoestratigráficos; sin embargo, la serie de pórfidos (6.4.3) que intruye el Grupo Cauca lo posdatan como paleógeno (Aspden, 1984). Este grupo, probablement e relacion ado con la Formación Vijes, de edad incierta (Cf : Schwinn, 1969), se acuña en las cercanías de Cali y no se conocen al norte de Vijes. Hacia el norte, asociado al borde occidental de la Cordillera Central aflora el Grupo Valle. Las evidencias fósiles indican sedimentación de este último durante el Oligoceno superior y Mioceno medio, por lo que no presenta una relación clara con el Grupo Cauca. Sin embargo, al norte del Departamento del Valle se encuentran sedimentos paleógenos dentro del GICP ( sensu lato) como por ejemplo, la Formación Amagá del Oligoceno-Mioceno inferior (González, 1976; Alvarez, 1983) que representa estructuralmente la continuación hacia el norte del graben. Las sedimentitas más antiguas no deformadas expuestas a lo largo de esta cuenca son de edad miocena superior a plioc ena y en ni ngun a parte exi ste evidencia de más de un episodio de plegamiento. Las dos posibilidades más factibles, para explicar los anteriores

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hechos, son: 1) La sedimentación y el Este último ciclo, que presenta rocas con tectonismo fueron discontinuos a lo largo alguna deformación, pudo inicialmente de la cuenca aunque, en términos ser sin-cinemático con respecto a esta generales, progresaron de sur a norte; deformación y estaría representado en el alternativamente el episodio de Valle por la Formación La Pobreza y al plegamiento regional ocurrió durante el norte por la Formación Combia. Mioceno tardío; 2) las sedimentitas del 6.1.7 Depositos plio-pleistocenos del Grupo Valle son más antiguas de lo que GICP indican sus edades fósiles siendo esencialmente oligocenas y así en parte 6.1.7.1 Formación Vilela (Tpv) correlacionables con el Grupo Cauca con Comprende una secuencia pobremente el que compartirían su historia tectónica. consolidada de conglomerados Evidencias en favor de esta segunda interestratificados con tobas arenosas posibilidad son la mencionada presencia expuestas en el flanco occidental de la de sedimentitas paleógenas en la parte Cordillera Central, al noreste de Pradera. norte del graben y la intrusión de la La mitad occidental de la secuencia es Formación La Paila, del Mioceno medio, esencialmente horizontal pero hacia el por la serie porfirítica mio-pliocena (postoriente las capas buzan hasta 30 o hacia el tectónica 6.4.1). McCourt (1984a) este. Esta estructura se interpreta como considera improbable que los sedimentos un arrastre a lo largo de la Falla de Florida depositados en el Mioceno medio que limita a Tpv por el este. Los (evidencia fósil) pudieran haber sido conglomerados de la Formación Vilela se litificados, deformados y levantados distinguen por ser oligomícticos, previamente a la intrusión de los stocks conteniendo guijarros derivados de los porfiríticos del Mioceno superior y, basaltos de la Formación Amaime. Esta obviamente imposible, si las edades más unidad se considera como derivada antiguas (18-29 Ma) de la serie se aceptan localmente y se le asigna una edad como edades intrusivas. McCourt pliocena. (1984a) propone en consecuencia tres hipótesis: Primero, el Grupo Valle es de 6.1.7.2 Formación Zarzal (Tpz) edad paleógeno y correlacionable, al Expuesta en el extremo norte del menos en parte, con el Grupo Cauca; departamento a lo largo del límite segundo, no existen sedimentitas del occidental de la Cordillera Central en los Mioceno medio-superior en el GICP; y municipios de Zarzal, La Victoria, tercero, este período corresponde a un Obando y Cartago. Comprende una intervalo principal de ausencia de secuencia de diatomitas, arcillas y tobas sedimentación durante el cual las arenáceas a arenas tobáceas que reposa sedimentitas paleógenas fueron en clara discordancia sobre los sedimentos deformadas, intruidas y levantadas de la Formación La Paila. Tpz representa previamente a la iniciación del ciclo las rocas más antiguas no deformadas de volcano-sedimentario post-tectónico. la Cordillera Central, aunque localmente


presenta dislocaciones y fracturas menores probablemente relacionadas con movimientos recientes de fallas fosilizadas del zócalo pre-terciario. Aunque no se han realizado estudios palinológicos directamente sobre la Formación Zarzal es probablemente de edad pliocena (Van Der Hammen, 1958; De Porta, 1974). 6.1.7.3 Formación Armenia (TQa)

Propuesta por McCourt et al.(1985), para referir los depósitos sin deformación de caídas de cenizas semi-consolidadas y flujos de lodos volcánogénicos, que afloran en los alrededores de Armenia. En términos regionales TQa se correlaciona con la Formación Popayán al sur y probablemente con los depósitos más jóvenes de la Formación Combia en Antioquia. De acuerdo con estas correlaciones se le asigna una edad plio pleistocena representando probablemente el producto final del ciclo magmático mio plioceno responsable del desarrollo de la serie porfirítica regional (McCourt, 1984a).

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carreteras y los ríos pero hasta ahora no se ha designado una sección tipo. Es improbable que la Formación Jamundí exceda los 50 m de espesor. La Formación Jamundí consiste esencialmente en depósitos de gravas y cantos no consolidados, pobremente seleccionados compuestos de materiales de derivación local. El tamaño de los clastos de basaltos, cherts, gabros, limolitas, conglomerados y areniscas varía de unos pocos centímetros hasta 3 m. La matriz de estos depósitos es generalmente de colores rojizos y consiste en una mezcla de materiales arenosos y arcillosos. Dentro de la formación, especialmente en su parte superior, existen varios horizontes arenosos y arcillosos bien estratificados con arenas de grano grueso, generalmente mal seleccionadas. 6.2 LA LLANURA COSTERA DEL PACIFICO

6.2.1 Formación Raposo (Tpr)

Esta formación aflora a lo largo del flanco oeste de la Cordillera Occidental en el municipio de Buenaventura, fue 6.1.7.4 Formación Jamundí (TQj) nominada por Aspden et al.(1985) y su Verdugo & Nivia (1984) proponen el área tipo está localizada en el río Raposo nombre de Formación Jamundí para y su tributario el río Cacolí. Secciones referirse a una secuencia de depósitos de de referencia se presentan a lo largo de la abanicos aluviales no consolidados carretera principal a Buenaventura. (“Abanico de Jamundí” de Kaiser, 1954) Hacia el este la Formación Raposo que aflora al sur de Cali y que suprayace suprayace discordantemente las discordantemente el Grupo Cauca. La formaciones cretácicas Río Piedras y Formación Jamundí, que es horizontal o Volcánica y al oeste está interdigitada con buza suavemente hacia el este, está la Formación Mayorquín. Consiste en una suprayacida discordantemente por secuencia horizontal no deformada de depósitos holocenos. La formación está sedimentos esencialmente continentales bien expuesta en varias secciones de las (fluviales), derivados localmente de la denudación de la cordillera. En el área

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cartografiada incluye algunos pocos Municipio de Buenaventura. Al oeste está horizontes marinos (Aspden et al., 1985). suprayacida discordantemente por Se desconoce su espesor. depósitos holocenos y hacia el este está interdigitada con la Formación Raposo. 6.2.1.1 Litología En el río Mayorquín su base está marcada En la base de esta unidad son comunes por un horizonte de conglome ra do los conglomerados y brechas. Estos fosilífero pero en otras partes este decrecen hacia el oeste incrementándose contacto puede ser gradacional el porcentaje de sedimentos de grano más consistiendo en una compleja fino, típicamente azul-grisáceos que interdigitación de facies marinas, no incluyen arenitas líticas, limolitas y marinas y marino-marginales. lodolitas. Los conglomerados consisten La Formación Mayorquín consiste en en clastos de basalto, chert, tonalita, sedimentitas horizontales, no deformadas hornfelsa y milonita. En los niveles y se reconoce por la ausencia de basales más gruesos los bloques conglomerados y por la abundancia de individuales pueden alcanzar varios fósiles de invertebrados marinos. El metros de intercepto. La secuencia es de espesor de la Formación Mayorquín se pobre selección en cuanto a tamaño de desconoce. grano e inmadura, poco litificada y las capas individuales generalmente tienen 6.2.2.1 Litología poca extensión lateral. Los restos de La Formación Mayorquín es similar a la madera y de hojas son comunes y Formación Raposo excepto que los esporádicamente se han registrado lentes horizontes conglomeráticos se presentan de carbón de 2-4 cm de espesor. sólo localmente. Típicamente la formación consiste en una 6.2.1.2 Edad interestratificación de lodolitas y arenitas La Formación Raposo frecuentemente líticas pobremente seleccionadas y contiene bloques y guijarros de tonalita estratificadas. La bioperturación y los derivados de la denudación del Batolito fósiles marinos son comunes. La de Anchicayá cuya edad es de 18 a 20 secuencia es localmente calcárea y Ma (Brook, 1984). En dos horizontes también contiene horizontes con marinos se han encontrado fósiles concreciones nodulares ricas en hierro, neógenos (Cf : Aspden, 1984). Basado en que alcanzan hasta 1 m de intercepto la anterior información la Formación máximo. Los restos de madera son Raposo parece ser de edad pliocena. comunes. 6.2.2 Formación Mayorquín (Tpm) 6.2.2.2 Edad Esta unidad fue propuesta por Aspden & Nivia (1985) para referirse a las sedimentitas que afloran en la cuenca inferior del río Mayorquín en el

La Formación Mayorquín se cree que es de edad pliocena por considerarase equivalente lateral de la Formación Raposo.


6.3 DEPOSITOS CUATERNARIOS Los materiales aluviales (Qd) son comunes a lo largo de los cursos de los ríos principales y consistentes en depósitos clásticos gruesos a muy gruesos, de gravas estratificadas y relativamente bien seleccionadas, gravas arenosas y arenas con unidades locales de limos. En las márgenes del valle del Río Cauca, al sur de Sonso (IDP de Guacarí), existen abundantes conos aluviales (Qca) generalmente complejos. Estos comprenden gravas y gravas arenosas con capas delgadas de arena. Las partes proximales de los conos carecen de estratificación interna, sin embargo, distalmente presentan un decrecimiento hacia arriba en el tamaño del grano y raramente algunas gravas arenosas bien seleccionadas de estratificación cruzada rellenan canales locales. La secuencia de la formación de abanicos y sus relaciones discordantes son evidentes a partir de fotografías aéreas. Algunos depósitos más grandes comprenden hasta tres abanicos individuales. Confinados a las partes más altas de la Cordillera Central, por encima de los 3500 m se presentan depósitos glaciales, morrénicos (Qg). Estos comprenden depósitos caóticos de bloques de metamorfitas del Complejo Cajamarca y materiales ígneos. En las cercanías de la Unión, Roldanillo, Primavera, ocurren depósitos piroclásticos localmente extensos (Qp), aunque las cenizas son predominantes; se identifican también lápilli, pumita y bombas. Estos depósitos están

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relacionados a la actividad volcánica reciente de los estratovolcanes que se presentan a lo larg o del eje de la Cordillera Central: nevados del Ruiz, Tolima, Quindio, etc. y se cree que son de edad holocena. 6.4 INTRUSIVOS TERCIARIOS Los eventos magmáticos terciarios están representados en la Cordillera Central por una serie de rocas hipoabisales a las que McCourt (1984a) ha denominado la Serie Porfirítica mientras que en la Cordillera Occidental se presentan dos intrusiones principales, el Batolito de Anchicayá y el Stock de Pance.

6.4.1. La Serie Porfirítica (Ta, Tda) Esparcidos a lo largo de la Cordillera Central se presentan diques y silos porfiríticos de composición andésiticadacítica, intruidos generalmente siguiendo los lineamientos de las fallas principales N-S que defnen contactos entre las unidades metamórficas. Estos pórf idos consisten en fenocristales euhedrales de plagioclasa, cuarzo en menor proporción y ocasionalmente hornblenda, embebidos en una matriz fino-cristalina de plagioclasa, cuarzo, biotita y hornblenda en proporciones variadas. Los fenocristales de plagioclasa muestran zonación oscilatoria y los de cuarzo se presentan en cristales sub-redondeados con bordes muy suaves. Los fenocristales presentan fracturamiento menor atribuido a movimientos recientes a lo largo de las fallas regionales que controlan la distribución de los diques (McCourt, 1984a).

100 6.4.1.1 Edad

Las dataciones radiométricas (K/Ar en hornblenda y biotita) en los diques de esta serie, conocida localmente como La Albania, produjeron una edad concordante de 18+1 Ma (Brook, 1984) que se toma como representante de la edad de la intrusión. Una edad más joven (12+1 Ma, hornblenda) de un dique similar a unos 3-4 km al oeste de la muestra de La Albania podría indicar, sin embargo, más de una fase de actividad de diques.

6.4.2. Batolito de Anchicayá (Tta) En la Cordillera Occidental al oeste de la Falla de Río Bravo se presentan varios stocks de composición tonalítica que intruyen las formaciones cretácicas. Teniendo en cuenta que varios de estos stocks dieron la misma edad en determinaciones radiométricas K/Ar, que sus características petrográficas muestran una gran similitud y una distribución espacial limitada, Nivia & Aspden (1984) postulan que todos hacen parte de un evento intrusivo único conformando colectivamente el Batolito de Anchicayá (Aspden et al., 1985). El Batolito de Anchicayá varía de tonalita a cuarzo-diorita y presenta textura holocristalina de grano medio. Aplitas y variedades porfiríticas, con fenocristales de plagioclasa se presentan con menor frecuencia en diques. Algunos stocks presentan hornblenditas en la zona de contacto. Los minerales esenciales son plagioclasa (40-60%) y cuarzo (10-15%) y los accesorios primarios hornblenda


(10-15%) y biotita (hasta el 10%). Accesorios secundarios incluyen esfena y apatito + muscovita, sericita, clorita, albita y ortoclasa. La plagioclasa varía de oligoclasa a andesina y se presenta en cristales euhedrales de maclamiento complejo y zonación ocasional. Algunos ejemplares presentan bordes de antipertita, mientras otros muestran un grado variable de reemplazamiento y/o alteración a albita,ortoclasa, cuarzo y sericita. La biotita y la hornblenda se presentan como minerales intersticiales generalmente frescos o parcialmente alterados a clorita. El cuarzo normalmente intersticial forma grandes cristales o agregados. Las texturas gráficas y la muscovita son comunes en los diques aplíticos. En las aureolas de contacto de los stocks es frecuente el desarrollo de andalusita, granate y biotita. En los alrededores del área de afloramiento se presentan venas de cuarzo auríferas relacionadas probablemente con las fases neumatolítica e hidrotermal de la intrusión del Batolito de Anchicayá (Nivia & Aspden, 1984). 6.4.2.1 Edad

Brook (1984) obtuvo diez dataciones minerales K/Ar (en biotita y hornblenda) de cinco diferentes stocks del Batolito de Anchicayá. Estas edades varían entre 18 y 20+1 Ma y están de acuerdo con la determinaciones preliminares publicadas por Botero (1975) y Göbel & Stibane (1979).


6.4.3 Stock de Pance (Tgp, Tdip, Ttp, Tpop) El Stock de Pance es una intrusión compuesta tonalita-gabro que aflora en los alrededores del río Pance. Intruye las formaciones cretácicas Ampudia y Volcánica así como también las paleógenas Chimborazo, Guachinte y Ferreira. Su carácter intrusivo es notable por la presencia de xenolitos anfibolitizados de basalto derivados de La Formación Volcánica y por el metamorfismo a antracitas de los carbones de la Formación Guachinte. En los contactos con la Formación Volcánica generalmente se presentan hornblenditas. El Stock de Pance consiste en gabro, diorita hornbléndica, tonalita y diorita porfirítica. Los gabros (Tgp) son melanocráticos, grueso granulares a pegmatíticos y consisten esencialmente en plagioclasa, clinopiroxeno y hornblenda. Los accesorios incluyen apatito, esfena, cuarzo y opacos. La plagioclasa, se pr es ent a en cr is tal es euh ed ral es de composición variable entre labradorita y bitowni ta. El clinop iroxeno es probablemente augita y se presenta ya sea como cristales anhedrales o como reliquias en los núcleos de hornblenda. Los productos de alteración más corrientes son epidota, sericita y cantidades menores de calcita. Las dioritas hornbléndicas, por su parte, (Tdip) varían de grueso granulares a porfiríticas y consisten en plagioclasa (hasta 70%) y hornblenda con cantidades

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menores de esfena, opacos, piroxeno, apatito, cuarzo y biotita. El feldespato es andesina en promedio. Las tonalitas (Ttp) son, a su vez, leucocráticas de grano medio a grueso compuestas de plagioclasa (55%), cuarzo (30%), hornblenda (10%) y biotita (5%). Los minerales accesorios incluyen apatito, esfena, opacos y raramente zircón. La plagioclasa se presenta en cristales euhedrales que varían en composición de oligoclasa a andesina. El cuarzo es anhedral e intersticial. Los productos corrientes de alteración son clorita, epidota, sericita y calcita. Por último, las dioritas porfiríticas (Tpop) consisten en fenocristales de hornblenda (80%), plagioclasa (15%) y cuarzo y/o biotita (5%), que pueden alcanzar hasta el 30% del volúmen de la roca, embebidos en una matriz de composición similar pero donde la plagioclasa, de composición andesina, es el mineral dominante. 6.4.3.1 Edad

Brook (1984) reporta cinco edades minerales K/Ar en hornblenda que varían entre 17+1 y 19+1 Ma y una edad en roca total de 24+2 Ma obtenidas en el stock. Considera que por tener el intrusivo una edad muy joven y un alto contenido en Rb, las dataciones K/Ar reflejan con mayor precisión la edad de intrusión. Gobel & Stibane (1979) reportaron una edad K/Ar de 16.5+0.8 para el Stock de Suárez de composición similar y que aflora aproximadamente 40 km al sur del intrusivo de Pance, en el Departamento del Cauca.

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7. GEOLOGIA ESTRUCTURAL En las rocas del Departamento del Valle se reconocen al menos tres fases de deformación: la primera (D 1), intrínseca a las rocas paleozoicas del Oriente Colombiano, corresponde al evento de generación de rocas metamórficas y se explica en la discusión sobre el metamorfismo (4.2.3.6). La segunda (D 2), notable en las rocas cretácicas de la PLOCO, se evidencia por el desarrollo de una marcada foliación o clivaje milonítico S1. La tercera fase (D3), que afecta todas las rocas pre-pliocénicas, se manifiesta en las rocas metamórficas paleozoicas y en aquellas de la PLOCO por la presencia de fallas inversas de vergencia E-W acompañadas de plegamiento suave de los planos de foliación S 1; y en las rocas terciarias por pliegues amplios con vergencia hacia el occidente. La foliación o clivaje S 1 , el rasgo característico de la fase de deformación D2, se desarrolla por un mecanismo de plegamiento de deslizamiento por flexión y se presenta en etapas sucesivas que incluyen transposición de la estratificación y desarrollo de foliación orientada paralelamente a las superficies axiales de pliegues isoclinales (Nivia et al. , 1997). La fase D 2 se puede reconocer también por el ahorcamiento de las charnelas de estos pliegues, el budinamiento de los estratos competentes y la reorganización, en estado viscoso, de las fábricas originales sin involucrar recristalización significativa. Sin embargo, la reorganización de las fábricas parece depender de la facilidad que presenten las rocas para adquirir clivajes

-de acuerdo a su mayor o menor grado de competencia- y ha conducido a la formación de un amplio espectro de milonitas. En rocas incompetentes, como lodolitas y wacas, donde la presencia de foliación es ubicua, llega incluso a obliterar la superficie de estratificación S o, en las arenitas líticas la deformación genera comúnmente pliegues menores asimétricos; adicionalmente, se observa en estas rocas una reorganización intergranular consistente en un estiramiento de los componentes de la fábrica. En el caso de las rocas de mayor competencia relativa, como basaltos y arenitas cuarzosas, es menos común la deformación penetrativa, especialmente si estas se presentan en intervalos o secuencias muy espesas. En caso de intercalaciones espesas de arenitas líticas duras (más competentes) y lodolitas (menos competentes) se observa que mientras que las arenitas no presentan desarrollo de clivaje, la textura de las lodolitas ha sido completamente reorganizada. Donde se presentan intercalaciones delgadas de rocas de competencia contrastante la foliación se refracta formando un ángulo con respecto a la superficie de estratificación S o, cuya inclinación guarda una relación directa con el tamaño de grano: i.e. los estratos de mayor tamaño de grano tienen una inclinación del plano S 1 mayor. La fase de deformación D 3 se reconoce con facilidad en las rocas cenozoicas, por la presencia de estructuras de vergencia este-oeste: pliegues amplios y fallas normalmente inversas. En las rocas más


antiguas esta deformación se presenta sobreimpuesta a las fases D 1 y D2 por lo que es dificil establecer a cual de ellas corresponden las estructuras observadas. Es notable, sin embargo el desarrollo de una segunda foliación (S 2) discontinua con planos de foliación que se sobreimponen al clivaje S 1. Estos rasgos litológicos y estructurales permiten establ ecer que la fase de deformación D 1 se produjo en el dominio metamórfico a profundidades correspondientes a la corteza inferior y en el caso de los esquistos azules y eclogitas (4.3.4) a profundidades mayores, en una placa subducente. La fase D 2 se produjo en un régimen de deformación cuasi plástico en zonas de cizalla dúctil, a una profundidad en el intervalo de 6-8 km; por otra parte, la fase D 3 ocurrió a una prof undidad meno r, en el régimen elástico-friccional, donde las rocas presentan comportamiento frágil.

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estructurales. La estructura de la corteza consiste, en consecuencia, en un conjunto de bloques romboidales, limitados por fallas y elongados en dirección aproximada N-S. A pesar de que en la cartografía geológica se han separado bloques pr incipales de litología homogénea hay que tener en cuenta que internamente cada bloque cortical puede presentar un número infinito de fallas por estar, el Occidente Colombiano, asociado a la imbricación de escamas corticales en un complejo acrecionario. Las fallas individuales que limitan los bloques principales tienen historias de movimientos múltiples y complejas y aunque pueden presentar fallas inversas de alto ángulo, el patrón general de fallamiento es característico y similar al encontrado en otras zonas de colisión (e.g. Oeste de los Estados Unidos, Nueva Zelanda y Sumatra), caracterizadas por desplazamientos laterales de gran escala, resultantes de una tectónica de 7.1 FALLAMIENTO deslizamiento de rumbo relacionada con La superposición de las fases de subducción oblicua (Aspden, 1984). deformación ha resultado en una 7.1.1 Sistema de fallamiento N20-30E estructura cortical determinada esencialmente por la interacción de un Las relaciones entre los tres sistemas sistema complejo de fallas regionales, en principales de fallas parecen indicar que las que predominan tres direcciones de el más antiguo es el orientado N20-30E, fallamiento: N20-30E, N60-70E y N40- cuyas fallas al poner en contacto tipos 50W (Nivia et al. , 1997). Los diferentes de rocas, definen provincias movimientos generados a lo largo de estas litológicas principales. Este sistema fallas han interactuado para acomodar la principal, denominado tipo “Palestina” deformación sufrida por la Placa (Lozano, 1986), es paralelo además con Suramericana, como resultado de los la dirección de los rumbos de la mayoría esfuerzos producidos por el movimiento de los planos de foliación S 1 registrados. de las placas Nazca y Caribe y da lugar a Dentro de este sistema de fallamiento se la traslación y rotación de bloques presentan en el Departamento del Valle, corticales y a la sobreimposición de rasgos de este a oeste, los siguientes sistemas de fallas de importancia regional:

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Sistema de Falla Campanario-San Jerónimo. Se considera como una de las fallas principales del Sistema de Falla de Palestina (McCourt, 1984a, Maya & González, 1996). En el Departamento del Valle, la Falla de San Jerónimo define el límite oriental del Complejo Quebradagrande en su sector norte y en su sector sur el límite entre los complejos Cajamarca y Arquía. Esta falla se interpreta como la línea aproximada de una zona de sutura paleozoica (McCourt et al., 1984). La Falla Silvia-Pijao que marca el límite occidental del Complejo Quebradagrande haría parte del mismo sistema de fallas. Sistema de Falla Cauca-Almaguer (Falla de Romeral). Define el límite occidental del cinturón de esquistos paleozóicos y se ha interpretado como una sutura del Cretácico inferior (McCourt et al., 1984). Sistema de Falla Guabas-Pradera (-Potrerillos). Define el límite occidental de las volcanitas de Amaime y el límite oriental aproximado de los sedimentos terciarios. Falla Palmira-Buga. Marca el límite occidental de las rocas máficas y ultramáficas del Macizo Ofiolítico de Ginebra. En superficie presenta un trazo de 17 km pero por métodos geofísicos se ha demostrado su importancia como estructura de extensión regional (Bemudez et al., 1985). Sistema de la Falla de Cali. Definida geofísicamente en la mayor parte de su longitud (Bermudez et al., 1985),

representa el límite oriental de la secuencia del Cretáceo superior de la Cordillera Occidental y controla además el límite occidental del del valle aluvial del río Cauca. Falla de Roldanillo (Barrero, 1979). Limita al occidente las rocas ultramáficas y máficas del Complejo Ultramáfico de Bolívar y del Gabro de Riofrío. Fallas Dagua-Calima-Buenavista (Aspden et al., 1985) y Toro (Parra et al. , 1984)Andinapolis (Barrero, 1979). Definen el límite occidental de la secuencia esencialmente masiva de basaltos que conforman la porción oriental de la Cordillera Occidental. Al occidente de la secuencia esencialmente masiva de basaltos se presentan varios cinturones regionales de basaltos, intercalados con metapelitas del Complejo Estructural Dagua limitados por las fallas El Dovio, Cristales (Barrero, 1979), La Argelia, El Cairo, Río Blanco Este y Río Blanco Oeste (Parra et al., 1984). Estas fallas principales pueden haber sufrido varios movimientos y cambios de estilo durante la evolución del Suroccidente Colombiano. Alfonso et al.(1994) demostraron que forman parte de un cinturón de pliegues y fallas inversas de vergencia hacia el occidente. Sin embargo, la variación en la dirección y buzamientos de las fallas individuales define bloques corticales romboedrales y elongados cuyo estilo recuerda los modelos de Harding & Lowell (1979) para las fallas transcurrentes. McCourt (1984a) y Aspden (1984) indican que, en


efecto, estas fallas se han movido al menos una vez en su historia como fallas trascurrentes con desplazamientos horizontales de deslizamiento de rumbo de gran escala. Para la Falla de la Palestina, por ejemplo, se ha demostrado una fase de movimiento post-albiana con desplazamientos horizontales dextrolaterales de aproximadamente 30 km (Feininger, 1970). McCourt et al.(1984) postulan para la Falla Cauca-Almaguer ( Sic . Falla de Romeral) movimientos dextrales durante el Terciario inferior y consideran que estos movimientos y otros de la misma dirección documentados para fallas del mismo sistema son una consecuencia de la acreción de la PLOCO en el Terciario inferior. Esta acreción ocurrió desde el SW y la aproximación oblicua segmentó y produjo deslizamiento dextral en el bloque acrecido. De la disposición oblicua de los pliegues de la secuencia terciaria, en relación con la trayectoria de La Falla Cali-Patia, se desprende que ésta, al contrario de las mencionadas previamente, experimentó movimiento sinestral durante la orogenia andina. Las direcciones de esfuerzos calculados para la generación de los pliegues (Harding & Lowell, 1979) que afectan la secuencia terciaria del Grupo Valle sugieren que estos pudieron haberse producido por componentes compresivas NW-SE, generadas por movimientos de rumbo sinestrales a lo largo de fallas de orientación N20-30E. La datación relativa basada en eventos para el plegamiento de estas rocas miocenas coincide en términos muy amplios con el emplazamiento de la Placa Caribe. De acuedo con Sykes et al.(1982) y Durham

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(1985) este comenzó hace 38 Ma, produciendo deslizamiento en dirección NE y sentido lateral derecho contra el borde de Suramerica; esta dirección de movimiento cambió a W-E hace 20 Ma desde cuando se ha venido emplazando entre las dos placas continentales de Norte y Suramérica hasta su posición actual. Es de esperarse que durante este emplazamiento hacia el oriente se haya producido un cambio en el sentido de movimiento entre muchos bloques. Barlow (1973; en Kellog et al. , 1983) ha postulado desplazamientos sinestrolaterales para las fallas asociadas a los grandes pliegues del flanco oriental de la Serranía de Baudó.

7.1.2 Sistema de fallamiento N40-50W El segundo sistema de fallas con dirección N40-50W, denominado “tipo Salento” (Lozano, 1986) ocurre en trazos segmentados dispuestos a manera de «echelon» a lo largo de los cuales se identifican movimientos sinestrales que desplazan las trayectorias de las fallas del sistema N20-30W. Estas fallas no son muy notables en el campo pero son claramente identificables en imágenes de sensores remotos. Las más notables son la Falla de Naranjal, que atraviesa la Cordillera Occidental en la parte norte del departamento, la Falla de Las Cañas que desplaza, a la latitud de Zarzal, el valle aluvial del río Cauca y que, conjuntamente con una serie de fallas menores, deflectan los ejes de los pliegues desarrollados en la secuencia terciaria (Nivia et al., 1997). En las cercanías de Vijes McCourt et al. (1985b) cartografiaron la Falla de Mulaló que controla los bloques de

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afloramiento de la Formación Vijes en los que suponen movimientos verticales asociados a este sistema. El momento de iniciación del movimiento a lo largo de estas fallas se desconoce pero el hecho que flexionen ejes de pliegues post-miocénicos, y que presenten varios rasgos cuaternarios asociados indican que su actividad se extiende hasta el Reciente. McCourt (1984a) interpreta las fallas de este sistema como estructuras tensionales de fracturamiento frágil que reflejan dislocaciones en la zona de Benioff actual. Esta idea había sido esbozada en términos muy regionales para explicar la distribución del vulcanismo actual y la localización de los yacimientos de minerales metálicos a lo largo de la cadena de los Andes por Nur & Ben-Avraham (1982) y por Sillitoe (1974) respectivamente; y ha sido tratada con mayor detalle para explicar muchos rasgos de los Andes Septentrionales por Hall & Wood (1985), Lozano (1986) y Ujueta (1992).

7.1.3 Sistema de fallamiento N60-70E Este sistema de fallamiento al que algunos autores se refieren como tipo «Cucuana» (Lozano, 1986) consiste en zonas de cizallamiento compuestas por numerosas fallas locales a lo largo de las cuales se presentan desplazamientos, con sentido dextral característico, del orden de unas poc as decena s de metros. Los componentes individuales de estas fallas no parecen afectar las fallas principales N20-30E. Estos sistemas se presentan con relativa frecuencia dentro del cinturón de esquistos del Oriente Colombiano y se continúan a través de la cobertera andina


cenozoica pero son de más difícil identificación dentro del complejo volcano-sedimentario de la PLOCO (Cf : Aspden, 1984; Bermúdez et al., 1985). Las principales fallas de este tipo cartografiadas en la Cordillera Central, en el Departamento del Valle, son las fallas de Río Verde (McCourt et al., 1985a), Ibagué, Cucuana (McCourt, 1985), Rosario y La Tigrera (McCourt et al., 1985b). En la Cordillera Occidental, Nivia et al.(1997) reportan la misma dirección de fallamiento para las fallas de Garrapatas y Río Dovio. Asociadas a estas últimas describen amplias zonas de deformación con desarrollo de milonitización de las clases protomilonita y neis-milonita que interpretan como fallamiento profundo a presiones confinantes altas. El tercer sistema de fallas de orientación N60-70E no tiene una relación temporal clara con el sistema de fallamiento N2030E, mientras que se observan movimientos laterales derechos que desplazan cuñas de roca limitados por fallas orientadas N40-50W. McCourt et al.(1990) postulan que el sistema de fallas N40-50W es más joven que el orientado N60-70E porque, a diferencia de este, el primero corta la superficie de discordancia entre las unidades sedimentarias paleógenas y neógenas aflorantes en las estribaciones orientales de la Cordillera Occidental. Es probable que estos sistemas N60-70E hayan sufrido varios episodios de movimiento y que el último haya tenido lugar en el Terciario inferior. Las edades minerales K/Ar en muestras del cinturón de esquistos, de las volcanitas de Amaime y del Batolito de


Santa Bárbara, procedentes de estas zonas de cizalla, dan edades (reajustadas) de 5575 Ma (Brook, 1984). Se considera que el rejuvenecimiento de las edades en estas rocas se debe a movimientos conjugados relacionados con los deslizamientos de rumbo a lo largo de las fallas N20-30E durante el acrecimiento de la PLOCO. Las fallas N60-70E aparentemente controlan las principales unidades de la secuencia metamórfica del Complejo Arquía, por lo que McCourt (1984) especula que estas podrían representar antiguas estructuras de la corteza. Menciona que, por ejemplo, al norte de la Falla Cucuana son ubicuos los esquistos grafíticos mientras que son escasos al sur de ésta, donde la secuencia esta dominada por esquistos de clorita-anfibol. Teniendo en cuenta que el Complejo Arquía se interpreta como de origen oceánico, McCourt (1984a) concluye que las fallas son una parte heredada del régimen oceánico paleozoico que él interpreta como paleofallas de transformación que han sufrido disrupción y reorientación por el sistema dominante N20-30E. Las evidencias disponibles, tales como el grado metamórfico, implican que los movimientos importantes en los sistemas N60- 70E fueron esenc ialmente horizontales (fallas transcurrentes) con poco o ningún movim iento vertic al (McCourt & Millward, 1984). 7.2 PLEGAMIENTO Los rumbos y buzamientos de los planos de estratificación, clivaje y de los planos axiales de los pliegues observados son, por lo general, paralelos a la dirección de las cordilleras. La constancia de estos

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sugiere plegamiento isoclinal de gran escala (Barrero et al., 1969); sin embargo, dada la espesa cobertera de vegetación y suelo y la consecuentemente escasa área de afloramiento, se dificulta su descripción. Plegamientos locales menores subisoclinales y simétricos con planos axiales paralelos a la esquistosidad regional se presentan tanto en el cinturón de esquistos de los Complejos Arquía y Cajamarca como en las rocas del Complejo Estructural Dagua. Dentro de algunas de las «unidades samíticas» paleoz oi cas, más masivas se han registrado pliegues menores de «tipo silla de montar» con planos axiales subparalelos a la esquistosidad general, con ejes de los pliegues buzando entre 15-25o hacia el NNE o SSO. Como se ha indicado, las evidencias petrográficas indican una deformación polifásica preterciaria que comprende al menos dos eventos en las rocas paleozoicas y uno en las mesozoicas. El plegamiento de la segunda fase de deformación D 2 , en las rocas del Complejo Estructural Dagua, donde puede excluirse la presencia de D 1, es principalmente isoclinal y en muchas ocasiones simétrico y similar, con ejes de inclinación variable de horizontal a vertical. En volúmenes homogéneos importantes de rocas pelíticas, este plegamiento es de escala microscópica a mesoscópica y no presenta mayor fracturamiento; cuando, por el contrario, se presenta contraste litológico fuerte, que implique diferencias en la competencia de las rocas involucradas, se presenta flujo viscoso en las capas incompetentes y budinamiento en las competentes. Las

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condiciones de profundidad en la corteza para que se produzcan estas características se presentan probablemente en el umbral entre el dominio de deformación penetrativa de flujo dúctil y el metamorfismo. El tipo de plegamiento de la fase de deformación D 3, es dificil de establecer en las rocas que presentan sobreimpuestas deformaciones de las fases D 2 o D1. En las metapelitas del Complejo Estructural Dagua el clivaje axial planar prominente de D 2 , está a su vez replegado por posteriores pliegues en chevron y conjugados. Estos pliegues más jóvenes, interpretados en esta memoria como resultado de la fase D 3, tienen planos axiales que buzan entre 25 y 45 o hacia el sureste y están localmente asociados al desarrollo de un clivaje de fractura paralelo. Sin embarg o, es en los horizontes de chert negro donde mejor se evidencia este plegamiento: Se presentan antiformes y sinformes tumbados de escala mesoscópica a megascópica, asociados a fallas de bajo ángulo que en la mayoría de los casos muestran cabalgamiento. Nivia et al. (1997) demuestran que la mayoría de estos pliegues en el Complejo Estructural Dagua son fuertemente asimétricos y tienen vergencia hacia el NW en el sentido del transporte tectónico regional. Los movimientos más jóvenes de la corteza en el Valle están mejor registrados en la deformación que presentan las rocas sedimentarias terciarias. Estas presentan pliegues megascópicos, con ejes de dirección NNE-SSW, sub-paralelos a la orientación de las cordilleras. Estos pli egues son es tructuras abiertas y


ligeramente asimétricas cuando están localizadas en la parte oriental de la cuenca, pero hacia el occidente son más apretados y con mayor inclinación de sus flancos occidentales. La vergencia de estos pliegues hacia el occidente, junto con la mayor frecuencia de los mismos en este sentido, indican claramente un transporte tectónico de oriente a occidente. Los pliegues presentan terminaciones periclinales hacia el noreste y, como característica importante, localmente sus ejes están deflectados hacia el occidente con desplazamientos de aproximadamente 1 km en una distancia de 2 km; estas deflexiones han sido interpretadas como producidas por desplazamientos laterales izquierdos de fallas de rumbo con orientación N40-50W que afectan el basamento sobre el cual reposan las sedimentitas del Grupo Valle (Nivia et al. , 1997). Estas caracteríticas de deformación indican que los pliegues de D 3 se produjeron a profundidades menores que aquellos de las fases anteriores en una zona donde las rocas presentan comportamiento frágil. La deformación D 3 está probablemente relacionada con la orogenia andina mio pliocena y puede estar controlada en parte por movimientos del basamento preTerciario. Detalles adicionales de la estructura del Departamento del Valle se describen en Nelson (1957, 1962) y en Barrero (1979). Bourgois et al.(1982, 1985) interpretan la Cordillera Occidental como el resultado del apilamiento de mantos de sobrecorrimiento de vergencia oeste-este; sin embargo, la presencia de estructuras horizontales o cabalgamientos de alto


ángulo no ha sido demostrada; por el contrario, el sentido de la vergencia de los pliegues tanto en los cherts del Complejo Estructural Dagua como en los de las rocas terciarias parecen reñir con este modelo. Los detalles del subsuelo en el

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valle aluvial del río Cauca y en la Llanura Costera del Pacífico se sintetizan en Bermúdez et al.(1985) y en Pérez (1980a y 1980b). En ninguna de estas áreas los sedimentos pliocenos que bordean la cordillera presentan deformación.

8. HISTORIA GEOLOGICA El reconocimiento de un cinturón metamórfico pareado (McCourt, 1984b) en el Oriente Colombiano y la distribución espacial en este de los diferentes tipos de roca, que de oeste a este, consisten en esquistos anfibóliticos y grafíticos, metabasitas y esquistos cuarcíticos, son consistentes con la interpretación de un régimen oceánico adyacente al Escudo de las Guayanas (PEnd?) durante el Paleozoico inferior. En este contexto McCourt et al.(1984) interpretan las rocas meta-ígneas de las unidades de Bolo Azul (Pzba) y Rosario (Pzr) como remanentes de un arco de islas que, de acuerdo con la polaridad litológica del cinturón, pr es ent aba una fosa de subduc ción localizada en su flanco occidental. Asociado con la emergencia de este arco, se depositaron en las cuencas de frente de arco, fosa y retroarco los sedimentos ricos en componentes volcánicos que dieron origen a los Esquistos Básicos de Bugalagrande (Pzb). Al mismo tiempo se acumularon hacia el este del arco los sedimentos ricos en cuarzo provenientes de la denudación del Escudo de las Guayanas que dieron origen al Complejo Cajamarca (Pzc). La ausencia de materiales síalicos al occidente de este

último sugiere que en la estructura del arco los materiales fueron principalmente ensimáticos. En el Paleozoico superior el Complejo Arquía (Pzb, Pzr, Pzba) se adosó al bloque continental a lo largo de una zona de sutura principal representada hoy por el Sistema de la Falla de Palestina (McCourt & Aspden, 1983). Durante este episodio de acreción la secuencia completa fue metarmorfoseada (D 1) resultando en la producción de un cinturón pareado de presión media/presión baja. Es probable que posteriormente se estableciera un régimen de subducción al oeste, bajo el nuevo bloque continental precámbrico/paleozoico. Este régimen, de limitada actividad magmática, está evidenciado por una serie de pequeños batolitos y plutones triásicos que intruyen el cinturón de esquistos. Sin embargo, es posible también que la generación de magma estuviera relacionada a fallamientos rumbo-deslizantes (McCourt, 1984a). Una aproximación oblicua de la placa oceánica con respecto al borde continental podría dar como resultado movimientos de deslizamientos de rumbo a lo largo de los sistemas de fallas paleozoicos produciendo

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condiciones de temperatura y presión elevadas que podrían facilitar la producción de líqui do s graníticos anatécticos dentro del bloque continental. Es de interés que el Batolito de Santa Bárbara (Ptrcd) presenta las razones iniciales 87 Sr/ 86 Sr = 0.7047+0.0002 (Brook, 1984) más altas obtenidas en las rocas plutónicas del departamento, lo que indica cierto grado de influencia cortical siálica. Como consecuencia de este movimiento el borde continental se vió afectado por un período de tectonismo, durante el cual los plutones anteriores fueron deformados y el cinturón metamórfico paleozoico desplazado sinestralmente y elongado a lo largo de fallas regionales paralelas al borde continental. La ausencia de deformación en plutones jurásicos posteriores (McCourt et al., 1984) sugiere que este evento de deslizamientos de rumbo, tuvo lugar durante el Triásico tardío. Posteriormente, como consecuencia probable de incrementos en la tasa de subducción y cambios en la dirección de movimiento de la placa oceánica que darían lugar a una aproximación más perpendicular con relación a la margen continental, se estableció, a lo largo de esta, un frente plutonico-volcánico. El plutonismo asociado ocurrió entre 140-185 Ma y las evidencias químicas disponibles (87Sr/86Sr = 0.6030+0.0002, Jcd-t, Brook, 1984) sugieren procedencia de un manto no relacionado con la actividad de arcos de islas. Al oriente de la Cordillera Central en una cuenca sedimentaria que coincide con el miogeosinclinal paleozoico de Irving (1975) se presentó sedimentación


continental de gran extensión contemporánea con la actividad magmática. A finales del Jurásico, la subducción de la placa oceánica, dió origen también a la apertura de una cuenca marginal intracontinental siguiendo la zona de debilidad existente a lo largo de la sutura paleozoica entre los complejos Cajamarca y Arquía. La formación de esta cuenca culminó con la generación de corteza oceánica representada por plutonitas ultramáficas y máficas, y por las rocas volcánicas (Kqv) y sedimentarias (Kqs) del Complejo Quebradagrande (Kq). McCourt (1984a), Aspden & McCourt (1986b) y Aspden et al., (1987) consideran que a finales del Cretácico temprano, tuvo lugar un segundo período de acreción en el cual las partes más antiguas del Plateau del Caribe (Cf : 5.6.4.1), representadas por el Terreno Amaime fueron acrecidas al «Oriente Colombiano» a lo largo de la línea de La Falla Cauca-Almaguer. El proceso de acreción se produce mediante la imbricación de escamas tectónicas que muestran en superficie los diferentes niveles de esta provincia, incluyendo (a) las plutonitas ultramáficas-máficas y sus diferenciados granitoides, tales como el Macizo Ofiolítico de Ginebra (KogaKogu), el Complejo Ultramáfico de Venus (Kuv) y el Batolito de Buga (Kcd-t); (b) los niveles intermedios de vulcanitas de la Formación Amaime (Ka) y (c) los niveles sedimentarios superficiales como la Formación Nogales (Kn). Este proceso de acreción obturó la zona de subducción por lo que fragmentos de las rocas de la placa subducente abandonada, tales como esquistos de lawsonita-


glaucofana (Keb) y eclogitas (Ku), fueron emplazados tectónicamente como componentes profundos del complejo acrecionario que afectaría incluso las márgenes del cinturón metamórfico paleozoico. Las dataciones K/Ar de los «esquistos azules» dan edades de 125-132 Ma que representan probablemente su edad de formación y se aproximan a las edades más jóvenes de 143+5 Ma del arco plutónico oriental descrito anteriormente. Asociado a esta acreción se presentó un evento de metamorfismo dinámico concentrado a lo largo de la zona de Falla Cauca-Almaguer. Este evento está reflejado en el gran número de edades K/Ar (reajustadas), que caen dentro del rango de 107-116 Ma en el cinturón de esquistos paleozoicos (Cf : McCourt, 1984a). Durante el Cretácico superior se produjo la generación de la mayor parte del Plateau del Caribe como consecuencia de un evento global de vulcanismo intraplaca (Cf : Schlanger et al., 1981). Esta provincia se aproximó a la margen continental desde el suroeste como resultado del desplazamiento de la placa oceánica Farallones (Pilger, 1983; Duncan & Hargraves, 1984). El sitio de formación del plateau es dificil de constreñir sin datos paleomagnéticos. Elston & Krushensky (1983) han reportado para rocas volcánicas de Puerto Rico, de la misma composición, edad y probablemente emplazadas a su posición actual por los mismos movimientos de placas, que estas se generaron en la latitud 10o S, lo que implicaría latitudes mucho más meridionales de formación para la PLOCO. Su distancia con respecto al bloque continental es igualmente incierta.

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La relativa cercanía a un borde continental se ha propuesto con base en el gran volumen de sedimentitas ricas en cuarzo y la presencia de clastos de origen continental dentro de las secuencias cordilleranas (Etayo et al., 1982). Sin embargo, Nivia (en imprenta) sugiere que estás últimas rocas corresponden a depósitos posteriores acumulados en cuencas de talud continental “slope basins” desarrolladas durante la formación de un complejo acrecionario como parecen evidenciarlo las edades eocenas medias y más jóvenes reportados en varias localidades (Duque, 1989; Grösser & Blau, 1992). La aproximación de la Placa Farallones al bloque continental culminó con la acreción progresiva de parte del Plateau del Caribe conformando el bloque principal de la PLOCO. Teniendo en cuenta las características estratigráficas, estructurales e históricas Nivia et al.(1997) y Nivia (en imprenta) proponen que la fase de defomación D2, que corresponde con la Orogenia Calima propuesta por Barrero (1979), resultó de este proceso continuo de acreción por subducción y por la formación consecuente de un complejo acrecionario. En este complejo la intensa deformación que caracteriza al Complejo Estructural Dagua (Kc, Ke, Kp, Ka) es el resultado de la imbricación de cuñas o escamas de fragmentos de la corteza oceánica. En prismas acrecionarios los esfuerzos tienen un componente de deformación principal que es perpendicular a la zona de subducción y en consecuencia, los planos de las estructuras desarrolladas tales como pliegues, fallas, foliación y las elongaciones que condujeron al intenso

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desarrollo de milonitas se debieron originar (eliminando cualquier modificación posterior por la orogenia andina) aproximadamente paralelos al plano de Benioff. El momento de la acreción principal se desconoce pero de acuerdo con la edad de las rocas que componen el complejo y aquellas que lo posdatan (6.1.6) es probable que tuviera lugar durante el Eoceno temprano. El choque del plateau oceánico contra la margen continental de Colombia produjo en ésta modificaciones fundamentales que controlaron su desarrollo posterior. Por una parte, a nivel de placas tectónicas, el plateau acrecido bloqueó la zona de subducción de tal forma que para acomodar el movimiento de la Placa Farallones hacia el oriente, esta fué forzada a hundirse por debajo del plateau en su lado oceánico dando origen a la zona de subducción actual. Una vez formado el complejo acrecionario de la PLOCO y con este, al crecimiento hacia el occidente por acreción de la corteza continental de Colombia, esta evolucionó como margen continental activa donde se desarrollaron simultánemente una cuenca de frente de arco principal y procesos magmáticos. Sobre la superficie de la margen continental el apilamiento tectónico en el complejo acrecionario produjo el levantamiento del punto de inflexión de la pendiente de la fosa originando una cuenca de frente de arco. En esta cuenca, el GICP, elongada paralelamente a la fosa y cuyo sustrato es el complejo acrecionario de la PLOCO se inició la actividad sedimentaria en el Eoceno medio con una transgresión (Formación


Chimborazo TPc?) seguida de sedimentación cíclica marina somera y transicional (formaciones Guachinte TOg, Ferrerira - TOf, Vijes - TOv y Amagá). La Formación Chimborazo permanece problemática con respecto a este modelo de acreción y desarrollo del GICP pues aunque pobremente datada, Orrego (1975) le asigna una edad paleocena. Sin embargo, la ausencia de D2 en esta unidad sugiere que TPc es más joven. La sedimentación del Grupo Valle (TOcp, TMp) se produjo a lo largo de la misma cuenca en ambientes continentales por acumulación de sedimentos gruesogranulares simultáneamente con productos volcánicos y volcanoclásticos. La composición polimíctica de los conglomerados refleja proveniencia de la denudación de las rocas pre-terciarias de la Cordillera Central. Sus características texturales permiten interpretar acarreos bajo condiciones subaéreas y depósito rápido en un ambiente sedimentario de corrientes trenzadas. Durante este proceso sedimentario se presentaron episodios alternados de acumulación de cenizas volcánicas provenientes de un frente volcánico localizado aproximadamente sobre el eje de la Cordillera Central. Aunque poco se conoce acerca de la sedimentación en la Costa Pacífica durante el Terciario inferior, de acuerdo con Pérez (1980a) se pueden reconocer dos ciclos principales: uno inferior correlacionable, en términos generales, con la Formación Chimborazo y otro que varía de Eoceno medio a Mioceno (? medio), que podría correlacionarse con las Formaciones Guachinte, Ferreira y Vijes.


Por otra parte , a niveles profundos, la sutura del plateau oceánico contra la margen continental de Colombia dio origen a la zona de subducción actual y ésta ha controlado la generación del magmatismo de margen continental activa desde entonces. La actividad plutónica presenta varios pulsos. En la parte oriental-central de la Cordillera Central aflora una serie stocks cuyas edades radiométricas varían entre 49+2 Ma y 57+2 Ma (Alvarez, 1983; Brook, 1984) y que McCourt (1984a) interpreta como los estadios iniciales de un nuevo ciclo plutónico paleógeno relacionado a un subsecuente pero esencialmente paralelo i.e. (NE-SO), sistema de subducción. Hace aproximadamente 25 Ma hubo una reorientación principal en el movimiento relativo de las placas oceánica y Suramericana (Pilger, 1983; Duncan & Hargraves, 1984) relacionado probablemente con el rompimiento de la Placa Farallones. El ángulo de convergencia, y consecuentemente la dirección de subducción, cambiaron de dominantemente oblicuo a este-oeste. Este sistema de subducción muy probablemente continúa hasta hoy, con la zona de Benioff en Colombia central-sur buzando 30-35 o hacia 120 o por debajo de la margen continental suramericana sísmicamente activa (Pennington, 1981). En respuesta al establecimiento de este nuevo régimen, que se cree corresponde con la iniciación de la Orogenia Andina que produjo la deformación D 3, fueron plegados los sedimentos del GICP y se inició un nuevo ciclo magmático que continúa hasta hoy. Este ciclo plutónico neógeno se inicia hace aproximadamente

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20 Ma con la intrusión del Batolito de Anchicayá (Tta) y el Stock de Pance (Tgp) y continúa con una serie de pequeños stocks y plutones acompañados de actividad volcánica. En la margen continental de Colombia la actividad volcánica asociada a la nueva zona de subducción se inició hace alrededor de 25 a 30 Ma (Van Houten, 1976) localizada sobre el eje de la actual Cordillera Central donde se ha mantenido hasta hoy. El levantamiento asociado a la orogenia andina dio lugar a la erosión y al depósito de unidades sinorogénicas que presentan hoy una deformación menor tales como las formaciones La Pobreza (TMpo) y al norte la Formación Combia. Hacia el Mioceno tardío/Plioceno temprano tuvo lugar el levantamiento andino principal acompañado del establecimiento de la cadena de volcanes andinos, localizada a lo largo de la antigua línea de debilidad que se aproxima al eje de la cordillera, Sistema de Falla de la Palestina. Durante el Plio-Pleistoceno el GICP fue rellenado localmente por emisiones de cenizas y por lahares procedentes de esta cadena (formaciones Armenia - TQa y Popayán al sur) y por depósitos aluviales y lacustres (Formación Zarzal Tpz). Simultáneamente y como resultado de este levantamiento y erosión de las cordilleras se produjeron grandes volúmenes de materiales clásticos que se depositaron tanto en el GICP como en la Llanura Costera del Pacífico. En está última se depositaron las formaciones Raposo (Tpr) y Mayorquín (Tpm) mientras que en las áreas de cambio de pendiente entre las cordilleras y el GICP se acumularon, en grandes abanicos

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aluviales, las formaciones Vilela (Tpv) y Como consecuencia, incluso estos últimos Jamundí (TQj). Tanto los depósitos depósitos están siendo erosionados y los volcanogénicos como estos últimos valles formados rellenados con aluviones depósitos terrígenos están pobremente recientes (Qd) que se interdigitan hacia consolidados y no presentan deformación. las estribaciones de las cordilleras con Sin embargo, la fase formativa de la conos aluviales (Qca) que coalescen orogenia andina continua hasta hoy. bordeando el valle aluvial del río Cauca.

9. RECURSOS MINERALES En la evaluación del potencial minero del Departamento del Valle se debe considerar que existe un control litológico que limita la factibilidad de mineralización a las afinidades entre elementos (de interés económico) y procesos formadores de rocas. Estas se interpretan aquí, como generadas en ambientes específicos dentro del marco de la tectónica global. El mismo esquema se mantiene en la aproximación teórica a la posible generación de yacimientos minerales. Para esto se tiene en cuenta que el ambiente tectónico ejerce, diversos controles sobre el tipo de mineralización, su deformación y potencial de preservación. Este enfoque se encuadra dentro de un punto de vista uniformitarista que considera los depósitos descritos en diferentes situaciones tectónicas actuales bien documentadas, como representativos del tipo de depósitos que es posible encontrar en los sitios donde se ha interpretado que la mísma situación tectónica se presentó en el pasado. La evolución de la corteza planteada en el capítulo de história geológica permite la separación de varios ambientes y eventos favorables para la formación de yacimientos minerales:

(a) metamorfismo de secuencias sedimentarias siálicas, y de rocas volcano-sedimentarias e ígneas máficas (4.2); (b) generación de corteza oceánica en cuencas marginales intracontinentales y en plateaus oceánicos (4.3.3; 5) (c) acreción de terrenos de afinidad oceánica (5.6) (d) desarrollo de arcos magmáticos asociados sucesivamente a márgenes continentales y a complejos acrecionarios (4.3; 6.4) (e) relleno de cuencas sedimentarias continentales y generación de depósitos secundarios de alteración supergénica (6.1). 9.1 DEPOSITOS FORMADOS DURANTE EL METAMORFISMO DE SECUENCIAS SEDIMENTARIAS SIALICAS Y ROCAS VOLCANOSEDIMENTARIAS E IGNEAS MAFICAS Durante el proceso metamórfico los cambios de presión y temperatura y la actividad de soluciones, que afectan las rocas produciendo recristalización, pueden conducir a la concentración de


elementos de importancia económica tanto por la generación de nuevas fases minerales como por el sobrecrecimiento de las pre-existen tes. En el Departamento del Valle no se han reportado yacimientos de importancia asociados a los cinturones de rocas metamórficas.

9.1.1 Grafito y talco Areas potenciales enriquecidas de grafito dentro de los Esquistos Básicos de Bugalagrande y de esquistos talcosos asociadas al Complejo Cajamarca se han reportado en algunas localidades (McCourt, 1984a; Nuñez, 1982). En el segundo caso, sin embargo el enriquecimiento en talco parece ser un proceso posterior al metamorfismo producido por cizallamiento y alteración hidrotermal sobre esquistos cloríticoactinolíticos.

9.1.2 Marmoles En el área de Miranda (Cauca, en el límite entre los dos departamentos, con yacimientos en ambos), se han abierto canteras locales para la explotación de los mármoles asociados a los esquistos del Complejo Cajamarca (Vergara, 1982). Estos materiales se comercializan en Cali como piedra para construcción. 9.2 DEPOSITOS FORMADOS DURANTE LA GENERACION DE CORTEZA OCEANICA

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embargo, la mayoría de éstas provincias se encuentran inexploradas en las cuencas oceánicas por lo tanto su potencial, en cuanto a depósitos minerales, se desconoce. Estas -como la Placa Caribe- se consideran formadas por el paso de corteza oceánica sobre un punto caliente (Ducan & Hargraves, 1984) o en dorsales meso-oceánicas de propagación rápida similares al «plateau» de Islandia (Saunders, 1986). Al primer tipo de ambiente no se conocen asociados depósitos económicos de metales (Mitchell & Garson, 1981). En el caso de las dorsales, los depósitos se pueden dividir en aquellos formados por procesos hidrógenos e hidrotermales que enriquecen en metales las lavas y sedimentos; y en los que se consideran formados por los procesos exhalativos, volcánicos y magmáticos que operan directamente en la dorsal. La corteza oceánica generada en cuencas marginales se produce también en dorsales, pero en este caso, a diferencia de las dorsales de expasión rápida que dan origen a plateaus, se genera a partir de la cuña de manto que suprayace una placa subducente. Este manto está hidratado y metasomatizado por los fluidos liberados durante la subducción y esta característica influye sobre la formación de yacimientos minerales.

9.2.1 Depósitos minerales generados por procesos hidrógenos e El mecanismo de formación de los hidrotermales «plateaus» oceánicos es controversial (5.6.2) creyéndose que representan la A éste tipo de procesos se ha asociado la fusión de «plumas» de ascenso de formación de varios depósitos entre los materiales del manto inferior. Sin que se destacan:

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Depósitos vulcanogénicos estratoconfinados ricos en óxidos e hidróxidos de Mn, Fe y en menor proporción sulfuros metálicos. Este tipo de depósito sería un blanco interesante para exploración teniendo en cuenta la ocurrencia de Mn asociado a las rocas metasedimentarias de la Formación Cisneros (Aspden et al. , 1985) en el Corregimiento de Aguaclara (Buenaventura). En este sitio se presenta una explotación de pirolusita, rodocrosita, psilomelana y rodonita, que supera las 2500 toneladas al año (Rodríguez et al. , 1994). Depósitos estrato-confinados de sulfuros masivos, enriquecidos en Au y Ag, intercalados con lavas básicas. Este tipo de depósito constituye un blanco de exploración importante en la PLOCO, si se tiene en cuenta que se han identificado anomalías geoquímicas para metales base en Naranjal (IDP de Bolívar), Trujillo (Aucott, 1984a; Vergara & Aucott, 1984a, 1984b) y en el río Santo Domingo (UNDP, 1977), que desciende de la Serranía de los Paraguas (límite entre Valle y Chocó) hacia el occidente; además, se encuentra, en el Dovio, una mina de Cu que corresponde probablemente a este tipo de depósito.

secundarios como malaquita, azurita, cuprita y óxidos de hierro. Estos minerales se presentan formando cuerpos tabulares masivos de 1 m de espesor y rellenando fracturas en la roca huésped. Esta última es un basalto afírico asociado con wacas líticas basálticas. La mina se encuentra en la intersección de dos fallas principales con direcciones NNE-SSW y NW-SE que limitan el yacimiento. La explotación es superficial y se realiza artesanalmente a pica y pala; el material extraido es seleccionado y enviado a Ibagué para su beneficio. Según Rodríguez et al. (1994) los resultados obtenidos en 330 toneladas de mena beneficiadas indican que el Cu tiene una concentración del 6.3% y se presentan 15.2 gr/ton de Au. En 60 tonedas de materiales concentrados en los que el Cu alcanzó el 24.6% se obtuvieron 57 gr/ton de Au y 45 gr/ton de Ag. El producto obtenido consiste entonces en concentrados de sulfuros polimetálicos de Cu, Pb, Zn ricos en Au y Ag que presentan una recuperación del 87.6% para Cu y de 90.51% para Au.

9.2.1.1 Mina de Cu Sabanablanca

Los procesos exhalativos y volcánicos que operan en las dorsales oceánicas producen, en los sitios de escape de fluidos hacia el océano, acumulaciones estratiformes de pirita cuprífera, pirita, sulfuros de Cu, Zn, Pb, hidróxidos de Mn y Fe, barita y en menor cantidad de Au y Ag. Este proceso de acumulación de iones metálicos grada a aquellos de concentración por activación de sistemas

Aproximadamente 25 km al occidente de la población del Dovio y unos 3.5 km al noroccidente de Lituania (IDP del mismo municipio), sobre la margen oriental de la quebrada Sabanablanca, afluente del río Garrapatas, se encuentra en explotación una mina de sulfuros masivos. La mena consiste en calcopirita, calcosina, pirita, galena, esfalerita y algunos minerales

9.2.2 Depósitos minerales generados por procesos que operan directamente en la dorsal


hidrotermales que conducen a la formación de sulfuros masivos, como los descritos anteriormente, por lo que, en rocas antiguas, una separación clara entre unos y otros no es siempre posible. Las rocas volcánicas básicas de las formaciones Amaime y Volcánica (5.3) y del Complejo Quebradagrande (4.3.31) tendrían la posibilidad, sin embargo de contener ambos tipos de depósitos. Por otra parte, los procesos que operan a profundidad en las dorsales no se pueden observar directamente y se interpretan de los rasgos presentes en las ofiolitas. Los principales tipos de depósitos asociados a lo niveles plutónicos de las ofiolitas incluyen cromita podiforme asociada a rocas ultramáficas y pequeñas cantidades de Ni y Pt asociado a los niveles de gabros. Pearce et al.(1984) sugieren que éstos depósitos están restringidos a las ofiolitas formadas en cuencas marginales. Aunque se conocen depósitos de cromita podiforme en rocas ultramáficas relacionadas al Complejo Quebradagrande (Alvarez, 1987; Alvarez & Muñoz, 1987; Muñoz, 1987), esta unidad no presenta rocas plutónicas en el Departamento del Valle. 9.3 DEPOSITOS MINERALES GENERADOS POR LA ACRECION DE «TERRENOS SOSPECHOSOS» La acreción de «terrenos sospechosos» a una margen continental conlleva deformación y cambios en la temperatura y en las presiones litostática y de fluidos, que pueden activar procesos mineralizantes. Nivia (1996) sugiere que la imbricación del «Plateau» del Caribe

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contra el bloque continental de protoSuramérica produjo un exceso en el espesor de la corteza que aumentó la temperatura y la presión en la parte inferior del complejo acrecionario. Allí a se pudo producir, en consecuencia, deshidratación de fases hidratadas o expulsión de aguas connatas. La migración de estos fluidos podría haber activado procesos formadores de yacimientos minerales. La hidratación de dunitas da origen a la formación de serpentinas y en éstas, dependiendo de las condiciones de temperatura, presión y composición de los fluidos hidrotermales, se pueden originar asbestos o talco. La acción de aguas cargadas de CO2 sobre serpentinas puede dar origen a magnesita.

9.3.1 Minas de Magnesita de Bolívar y Ricaurte Entre la poblaciones de Bolívar y Ricaurte (IDP de Bolívar) se presenta una mineralización de magnesita alojada en las dunitas serpentinadas del horizonte de rocas ultramáficas del Complejo Ultramáfico de Bolívar (5.2.3.1.1). Esta mineralización consiste en venas de magnesita y ópalo que cortan a través de las serpentinas. El espesor de las venas de magnesita varía de 1-2 mm hasta un máximo de 30 cm; su longitud individual es difícil de medir a causa de su forma irregular y orientación aleatoria, que sugieren relleno de fracturas en una roca sujeta a cataclasis. Nivia (1996) reporta que la magnesita presenta un contenido de MgO de 42.88%, cantidades importantes de sílica (9.53%) y trazas de CaO (0.8%) y FeO (0.78%).

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El origen de los depósitos de magnesita criptocristalina en venas asociadas a rocas ultramáficas había sido adscrito a (1) reemplazamiento metasomático in situ de serpentina y (2) relleno de fracturas por soluc ion es mineralizant es. Consideraciones texturales, de balance de masas, y de la interacción experimental entre forsterita-H 20-CO 2 +NaCl demostraron la poca viabilidad de ocurrencia del primer proceso (Dabitzias, 1980). La segunda hipótesis presenta dos alternativas que consideran la depositación en fracturas abiertas por acción de aguas cargadas de CO 2 ya sean meteóricas o hipogénicas. El origen hipogénico de la magnesita se acepta hoy como el más viable (Dabitzias 1980; Harben & Bates, 1984), y el mecanismo de su formación se relaciona con aguas ricas en CO 2, producidas por destilación de vapor a profundidad, que alteran la serpentina rica en magnesio a carbonato de magnesio en un proceso que puede ser progresivo via talco-magnesita y cuarzomagnesita (Harben & Bates, 1984). El modelo de acreción por subducción permite encontrar un mecanismo capaz de destilar agua a profundidad a partir de minerales hidratados y aguas connatas atrapadas en sedimentos o rocas sedimentarias. Además, si asociado a la PLOCO se presentaron sedimentos o rocas calcáreas, es posible destilar también el CO 2 necesario para explicar la génesis del depósito de magnesita de Bolívar de acuerdo a la teoría hipogénica. En la zona mineralizada, la Sociedad Magnesios Bolivalle Ltda. ha adquirido derechos sobre estos materiales a través de cinco licencias de explotación y ha


establecido cuatro frentes de extracción. La explotación se realiza a tajo abierto con picas y palas; se hace una selección manual del material de mena en la cantera para ser llevado a un patio de recolección definitivo. Las reservas estimadas ascienden a 300.000 toneladas de la cuales se extrae un promedio de 25.000 toneladas al año. 9.4 DEPOSITOS FORMADOS DURANTE EL DESARROLLO DE ARCOS MAGMATICOS ASOCIADOS A MARGENES CONTINENTALES Y A PRISMAS ACRECIONARIOS Es factible que la límite occidental de Suramérica haya sido una margen continental activa durante todo el Fanerozoico y de esta hipótesis parten los modelos de crecimiento cortical por acreciones sucesivas propuestos para Colombia (e.g. McCourt et al., 1984) y adoptados en esta memoria (4.2.3.6; 4.3.5; 5.6; 6.4). Este ambiente tectónico presenta un buen potencial en cuanto a yacimientos minerales debido a que durante el desarrollo de arcos magmáticos se activan sistemas hidrotermales que conducen a la formación de yacimientos minerales singenéticos y epigenéticos. En las rocas de este ambiente, los depósitos de mayor tonelaje de minerales extractables son los pórfidos cupríferos, algunos de los cuales presentan cantidades significativas de Au y Mo. Asociados a los arcos magmáticos se presentan también depósitos exhalativos sedimentarios de metales base y Au y depósitos estratiformes de sulfuros de Cu, Pb y Zn formados en pilas de lavas submarinas piroclásticas calcoalcalinas conocidas como tipo Kuroko.


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En el Departamento del Valle se han La mineralización parece haberse reconocido cinturones magmáticos originado por removilización durante la formados respectivamente antes y intrusión de la Serie Porfirítica o del despues de la acreción de la PLOCO (4.3, Batolito de Buga. Dado el carácter 6.4). Sin embargo, en ambos casos problemático de este último cuerpo, el solamente afloran sus niveles profundos origen de esta mineralización es también y no se conocen secuencias volcánicas controversial. formadas durante estos eventos, Rodríguez et al. (1994) reportan características que permiten descartar las asociaciones de cobre-plomo-zinc posibilidades de encontrar tanto pórfidos producidas por removilización durante el cupríferos como depósitos tipo Kuroko. emplazamiento de intrusivos menores La mineralización de pórfidos cupríferos dentro de los cinturones de esquistos normalmente ocurre en pequeños stocks paleozoicos. e intrusiones sub-volcánicas formadas a profundidades menores de 2 km (Mitchell 9.4.2 Feldespato & Garson, 1981) y en estrecha asociación Aunque no existen volúmenes con vulcanismo calco-alcalino sub-aéreo importantes de este mineral se han (Evans, 1987). reportado manifestaciones asociadas con el Batolito de Buga (Rodríguez et al. , 9.4.1 Oro 1994) donde se presenta como mineral de En el Departamento del Valle los cuerpos origen magmático en la roca constituyente magmáticos más jóvenes (donde el nivel del batolito. de erosión es menor), tales como el Batolito de Anchicayá y el Stock de 9.5 DEPOSITOS FORMADOS DURANTE EL RELLENO Pance, son intrusivos a los que no se les SEDIMENTARIO DE CUENCAS conoce actividad volcánica asociada. Sin CONTINENTALES embargo, el evento térmico producido durante su emplazamiento activó, al En el Departamento del Valle ha ocurrido parecer, sistemas hidrotermales que durante el Cenozoico, acumulación concentraron oro en venas y filones que sedimentaria de origen continental en dos cortan la secuencias de la PLOCO. La cuencas principales: en el GICP (6.1) y mayor parte de este oro fue removido por en la Llanura Costera del Pacífico (6.2). erosión y concentrado mecanicamente en En estas se registra la evolución de los placeres aluviales (Nivia & Aspden, 1984; ambientes de depósito desde marinos someros a través de transicionales marinoAucott, 1984b). continentales a continentales como Asociadas al Macizo Ofiolítico de consecuencia del levantamiento de la Ginebra (5.2.1) y a los esquistos del Cordillera de Los Andes. La formación Complejo Arquía existen en el Municipio de yacimientos minerales proviene de Ginebra minas de oro de filón y directamente de la acumulación como diseminado, asociado a calcopirita y rocas de materiales de importancia cantidades menores de plata. económica tales como carbón, caliza o

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diatomita; de su enriquecimiento en cantidades económicamente explotables durante procesos sedimentarios tales como en la formación de placeres; o de su concentración durante procesos de lixiviación o enriquecimiento supergénico promovidos por la meteorización química de rocas preexistentes como en el caso de la formación de bauxitas y lateritas.

9.5.1 Carbón


aproximadamente 100 millones de toneladas. Los principales frentes de explotación se presentan en Las Guacas, El Jagual, El Portachuelo, Mulaló y San Marcos, en los municipios de Vijes y Yumbo. En Mulaló (IDP de Yumbo), asociados a las rocas calcáreas de la Formación Vijes se han reportado también manifestaciones de yeso (variedad alabastro) y travertino.

Constituye uno de los principales 9.5.3 Diatomita productos mineros del departamento y se Este recurso mineral está representado por presenta en las rocas sedimentarias un depósito sedimentario síliceo, paleógenas del Grupo Cauca (6.1.2). compuesto principalmente de fragmentos En particular, las Formaciones Guachinte fósiles de algas diatomáceas acumulados y Ferreira contienen niveles importantes en ambientes paludales como capas de de carbón que son explotados en Jamundí diatomita que se presentan intercaladas y Cali ( Cf : Grosse, 1935; Keiser, 1956; con areniscas arcillosas y cenizas Misión Belga, 1963; Mejía, 1983). El volcánicas constituyendo la Formación espesor de los mantos de carbón varía Zarzal (6.1.7.2). Aún no se han realizado entre 0.5 a 2.0 m alcanzando localmente trabajos para conocer el espesor del 3.7 m. Los carbones son duros y depósito; sin embargo, Nivia et al.(1997) bituminosos pero con alto contenido de estiman que, entre Zarzal y La Victoria, volátiles. Carbones de más alto rango se alcanza los 20 m que, a juzgar por la presentan localmente en la zona de geometría tabular de las capas, se contacto del Stock de Pance. De acuerdo preservan en la mayor parte de esta área. con Durán et al. (1981) los carbones de El volúmen calculado para todo el la Formación Guachinte contienen 8.5% depósito (considerando las cenizas de cenizas, 0.7% de azufre y volcánicas interestratificadas) es de 50 aproximadamente 40% de volátiles. millones de metros cúbicos (Wokitell, Se han reportado también manifestaciones 1956). de carbón en los alrededores de Sevilla y La explotación de éstos depósitos está Tuluá asociados con rocas de la limitada por las características del Formación La Paila (6.1.4.2). material que debido a su alto contenido de arcillas y óxidos de hierro no cumple 9.5.2 Caliza especificaciones industriales mínimas Los niveles calcáreos de la Formación (Zapata, 1977); no obstante, se espera Vijes (6.1.3) son fuente importante para poder utilizarlas como fuente de sílice la producción de cemento y cal agrícola. reactiva, como material rellenante y En esta unidad se calculan reservas de aislante o para la elaboración de


materiales de construcción livianos. Es así como la Compañía Cementos Diamante ha adquirido cuatro licencias de exploración en los municipio de Zarzal y La Victoria donde existen además cinco licencias mas, aprobadas a particulares, por el Ministerio de Minas.

9.5.4 Placeres Auríferos Yacimientos de oro en placeres auríferos se explotan en los aluviones recientes de los ríos que drenan cuencas hidrográficas que incluyen intrusivos terciarios. En todos los ríos del departamento que drenan hacia la Llanura Costera del Pacífico se presenta minería sobre estos depósitos, como también en los rios Pance y Claro (Aspden, 1984; Aucott, 1984b; Nivia & Aspden, 1984). Concentraciones auríferas de interés económico se han reportado también en los alrededores de Ginebra, Buga, Tuluá, en la cuenca de los ríos Cofre, Guabas y Flautas y las quebradas Las Hermosas, Los Alpes, Las Vegas, El Ahorcado, La Mina y Los Medios.

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elementos no lixiviables dentro del residuo de meteorización. El material concentrado por estos procesos, puede dar origen a yacimientos minerales de importancia económica.

9.6.1 Bauxita La meteorización de los basaltos de la Formación Volcánica ha dado origen a la formación de lateritas y a la acumulacion residual de hidróxidos de aluminio y hierro como agregados de gibsita. Estos son explotados artesanalmente en el Corregimiento de San Antonio (Jamundí) y en los alrededores de La Cumbre y Darién.

9.6.2 Lateritas niquelíferas y ferralíticas

Manifestaciones de lateritas ferralíticas, ocasionalmente niquelíferas se han reportado asociadas a la meteorización de las rocas ultramáficas del Complejo Ofiolítico de Ginebra (Rodríguez et al., 1994). También se han reportado manifestaciones residuales de óxidos e 9.5.5 Gravas para agregados hidróxidos de hierro procedentes de la Depósitos de gravas para agregados se meteorización de rocas de la Formación encuentran en los aluviones ribereños de Volcánica en el Cerro Chancos (Dagua). los ríos principales asociados a conos 9.6.3 Arcillas aluviales formados cuando el gradiente de la corriente cambia al pasar de la cordillera En el Departamento del Valle se han desarrollado depósitos arcillosos de alguna al valle aluvial del Río Cauca. consideración por alteración supergénica 9.6 GENERACION DE DEPOSITOS de los silicatos primarios del Stock El SECUNDARIOS DE Palmar, la Formación Volcánica y el ALTERACION SUPERGENICA Batolito de Buga. Sin embargo, se La meteorización de las rocas sobre la producen también depósitos arcillosos por superficie de la Tierra y la formación procesos de acumulación sedimentaria de consecuente de regolitos conduce a la arcillas. Estas últimas se extraen de las disolución y remoción parcial del material rocas sedimentarias de las formaciones parental y a la concentración de los Zarzal, Ferreira y del Grupo Valle.

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Dependiendo de la composición y Mojica (1992) para una exposición contenido de impurezas, las arcillas se detallada de la situación de la industria destinan para diferentes usos, siendo los extractiva en el departamento. más comunes la fabricación de ladrillos y 9.7.1 Agregados pétreos tejas, como en el caso de los yacimientos originados en depósitos cuaternarios Son los materiales líticos, arena, grava y vecinos a las poblaciones de Palmira, rocas para trituración que se utilizan para la construcción de la parte estructural de Candelaria y Cartago. Arcillas de mejor calidad se han reportado las obras civiles; se obtienen a partir de como caolín y bentonita. Del primero hay las rocas de la Formación Volcánica y de manifestaciones de algún interés los aluviones recientes del río Cauca y económico asociadas presumiblemente tributarios. con la meteorización parcial del Batolito 9.7.2 Balasto de Buga en Tuluá y de cenizas volcánicas Para las fundaciones de carreteras se recientes en los municipios de Queremal, emplean los basaltos de las formaciones Ginebra, Trujillo Dagua y Yotoco; de Amaime y Volcánica, pero se utilizan bentonita, una arcilla expansible rica en especialmente los cherts asociados a estas montmorillonita, ocurren acumulaciones unidades y los de la Formación Espinal, por alteración de cenizas volcánicas de la prácticamente en todos los sitios donde Formación La Paila, en Uribe Uribe (IDP los corredores de ruta cortan este tipo de de Bugalagrande). rocas. 9.7 MATERIALES DE 9.7.3 Ornamentales CONSTRUCCION En la ejecución de obras civiles se utiliza Materiales de revestimiento y una gran variedad de minerales y rocas ornamentación, caracterizados por su gran de diferentes orígenes. Estos y las dureza, tenacidad y durabilidad se unidades de donde se explotan se resumen obtienen a partir de rocas provenientes de a continuación, pero se remite al lector a las rocas de las formaciones Vijes, Guachinte, Ferreira, los informes de Vivas y Portilla (1988) y Cisneros, Chimborazo, y del Grupo Cajamarca.

10. AMENAZAS GEOLOGICAS Walter Marín Gómez 1 Las características mecánicas y de estabilidad de los materiales de la corteza terrestre, en el Departamento del Valle, son un rasgo intrínseco a la evolución del Occidente Colombiano, asociado a un 1

límite convergente de placas (zona de subducción Colombo-Ecuatoriana). Esta situación ha resultado en la formación de grandes y numerosas fallas geológicas y en la consecuente formación de

Universidad del Valle, Dpto. Mecánica de Sólidos, A. A. 25360, Cali, Colombia.


superficies planares (fracturas, fallas, diaclasasas, foliación) que causan inestabilidad de las laderas rocosas. Estas características, incrementadas además por factores climáticos, propios de la zona ecuatorial; fisiográficos, característicos de la zona andina; y antrópicos, debidos a la intervención indiscriminada del hombre sobre el paisaje, son determinantes en la abundancia de numerosos fenómenos que causan amenazas para la población. El territorio del Departamento del Valle del Cauca, en particular, es una región de confluencia de amenazas geológicas que se podrían resumir así: (a) La interacción en el Occidente Colombiano de las placas Suramericana, Nazca y Caribe tiene, en la zona de subducción en particular, una fuente sismógena activa muy cercana, donde se han producido varios sismos notables por su capacidad de destrucción. (b) En la vías que atraviesan las cordilleras y en particular en la carretera Buga - Buenaventura son frecuentes los deslizamientos de las vertientes, producidos por una combinación de factores, tales como el alto grado de fracturamiento de los macizos rocosos, la longitud y alta pendiente de las vertientes, la intensidad de las lluvias y el tipo de cubierta vegetal, que junto con las crecientes del río Dagua y sus tributarios ocasionan frecuentes interrupciones en la vía. (c) Las geoformas asociadas con el valle aluvial del río Cauca favorecen, en temporada invernal, inundaciones que producen daños en las áreas

123

urbanas y rurales de las poblaciones localizadas a lo largo de la ribera como Cali, Buga, Tuluá, Cartago, etc. (d) Las pendientes empinadas, el alto grado de meteorización y el uso inadecuado del terreno, son factores que provocan la inestabilidad de las laderas. Las temporadas invernales afectan el flanco occidental de la Cordillera Central, la Cordillera Occidental y el sector de ladera de Cali, donde se concentran asentamientos de invasión, en zonas de alto riesgo. (e) Entre las amenazas producidas por el hombre, merece resaltarse el impacto de la apertura de vias y de las explotaciones mineras mal planificadas y sin las debidas especificaciones técnicas. En el Cuadro 8 se presenta una síntesis, por municipio, de las amenazas geológicas detectadas en el Departamento del Valle entre 1960 y 1994. En esta, basada en la información de la prensa local y nacional, se han agrupando como deslizamientos los diversos tipos de movimientos de vertientes y se hace un inventario de las inundaciones y/o crecientes provocadas por corrientes de carácter torrencial. Sobre la Costa Pacífica, en especial sobre Buenaventura, las amenazas principales son maremotos y erosión de la línea de costa. En la columna tipo de roca, aparece una correlación (entre muchas posibles) entre la clase de amenaza y las unidades litológicas: por ejemplo, la inestabilidad de vertientes en la Formación Volcánica de la Cordillera Occidental y su equivalente en la Cordillera Central

I N G E O M I N A S ,2 0 0 1

Cuadro 8. Relación de amenazas geológicas que han afectado algunos municipios del departamento de Valle MUNICIPIO

TIPOS DE AMENAZAS GEOLOGICAS

TIPO(S) DE ROCA(S) EN LA ZONA URBANA

1 2 4

COMENTARIOS

Inundaciones en el barrio Bajo Porvenir.

Depósitos volcanogénicos de la Formación Armenia.

ANDALUCIA

Deslizamientos en las vías que conducen a la zona montañosa oriental.

Aluviones recientes. Formación La Paila en la zona montañosa adyacente.

ANSERMANUEVO

Desbordamiento del Rio Cauca en la zona rural.

Formación Cisneros

ARGELIA

Deslizamientos en la vía a Cartago.

Formación Cisneros

BOLIVAR

Inundaciones en zona adyacente al Rio Cauca.

Aluviones recientes sin diferenciar

Inundaciones notorias en temporada invernal de 1974.

BUENAVENTURA

Deslizamientos frecuentes en la vía CaliBuenaventura. Localización inadecuada de algunos barrios de la zona urbana en llanuras intermareales: inundaciones por mareas altas.

Depósitos aluviales y litorales recientes, Formación Mayorquín

Interrupciones de la vía al mar durante 10 días en la temporada invernal de 1989. Frecuentes interrupciones en la única vía que comunica a el interior del país con el puerto del Pacífico.

BUGA

Inundaciones en la zona urbana por el Rio Guadalajara. Deslizamientos en las vías veredales.

Conos aluviales recientes. Frente montañoso adyacente corresponde a la Formación La Paila.

BUGALAGRANDE

Inundaciones y deslizamientos en el sector urbano.

Aluviones recientes sin diferenciar.

Deslizamientos en el Barrio Lleras

Formación Amaime.

ALCALA

CAICEDONIA

CARTAGO

Inundaciones que afectan la zona urbana provocadas por el Rio La Vieja. Deslizamientos en las vías veredales en época de invierno.


CERRITO

Amenaza sísmica: daños por sismos en 1976. Inundaciones en zona adyacente al Rio Cauca.


Inundaciones fuertes en 1970.

A l v ar o N i v i a G u e v ar a


S O I R A T N E M O C

) A S ( N A A C B O R R U E A D N ) O S ( Z O A L P I T N E

. . . 8 o r d a u C n ó i c a u n i t n o C

S A C I G O L O E G S A Z A N E M A E D S O P I T O I P I C I N U M

a r a m l a a í v a l n e n ó i c p . u 9 r r 8 e t 9 n i 1 e e d d s s l e o i t a n i S i f

a l n e s o v i t c a e . t n e 8 8 m 9 l a 1 i e c e d l p a s e n r s e v o t i n n e i a d m a a z r o i l p s e m e D t

l a t n , o 3 e t s . o 9 o l e l 9 d a 1 y a i , a z 8 i r c r l 8 F a a 9 c í o p 1 o n , l R ó i 6 n l 7 a e c 9 r t d c 1 u n r , n t e ó s 2 u i e 7 c c d 9 n a 1 e d n n o , e s u c 3 n o 6 s i 9 o 1 i e d o r d l n r a r e e b a d s o . s u s t n o a j s 4 o i l r 9 u e a l l e 9 a F d V l 1

. a c i n á a c s l o o ñ a V t n y o l m a n a i n p o s Z E . s e s o n i o r a i c n a r e m t a r o u c F : s t e o t n i s e ó c a p y e d D a

. s o r e n s i C n ó i c a m r o F

l a n a s i o p s ñ a E t n y o a c m i n a á n l c o z o a V L s . e n o o i i r a c a n r m e r t o a f u c : e o t t n i s e ó c a p y e d D a

e d o t i l . o a t e a c r t B a n , e r e m a f m j l i a E a C . m j o s e e A l t n p n e ó i i m c c o a e r m C s e r o y l a F a i : r a v o b u s r l o a a ñ B s t a o a t n n o o n a C m S

. a a t . e i r R o á g l a a e t t r a n n a C e S a a a r d a e a í r v v e b s a l n e u ó Q n e i s a s o l r o e e t n e d e i d s e s . t m o n a s a e z e n i i l c a c s e e o r b r r D P ú C

a l y o c a t i o í B R n e l e s d t o s n e i e t n e m i a c z e i l r c s e . l a a r D i n u . r a s a t a t u a a i n p L o r z a r a a n a í E G v

s a í a l v n a s . t a a c s e l f o a n e ñ a e s t u t o n q n o e i e m l y m a a n r a z o F i z l o s l i e a R D a l e . n d a e c n s u a d e b t r n n e ú o i c a c e e r n u C o z q

A L I U G A L E

O I V O D L E

A D I R O L F

n . ó r a i s m o r l E a a . í r a v a m l l a e r a b a u í v o s g a a a D l u o n e g a í s D R o o l t e í n r d e i l s e e m d t n a l e z a i i l r s e c e e t r a C D l

A U G A D

n ó i c a m r o F a l e r b o s a r t n e u c n e e . s a c a i c n i n á c ó l l a o S V

. 8 8 9 1 n e s e t r e u f s e n o i c a d n u n I

. r a i c n e r e f i d n i s s e t n e i c e r s e n o i v u l A

a L y l a z r a Z s e n o i c a m r o f , s e t n e i c e r s e n o . i a v l u i l a A P

. e t n e i c e r l a i v u l a o n o C

. a c u a C o í R l e d o t n e i m a d r o b s e D

. s a c n e . u o c t c s u a d l e n e u c s a o l r e e a v r e s a s p o a v u i s g a o r e e t n s i e o c s i e c f u o r s n P I

O D N A B O

A I R O T C I V A L

125

a c i n á c l o V n ó i c a m r o F , e t n e i c e r o t i s ó p e D

o c i f á m a r t l U o j e l p m o C . e t n e i c e r l a r . i v a u í v l a l o o B n o e C d

e t n e r F n . ó r o i a j i e c a c l n p m e r r o e m o F f i C d : y e r n t i a s n v e í s l c e o t a y n B a e e i d c a d e r s o o i c a s e s f c o n ñ á i n o a m á i a v t c r l t u n o l l o A m U V

l a s o n a c r e c s o t n e i m a t n e s a n e s e n o o i l c a o d B n o u í n R I

. s a t i n i M a d a r b e u Q a l e d s e t n e i c e r C

n e a l s o t n n a e z a i m n e a z i m a l s a o e i c i r D i f n . o a e i F c R i e n d o í ó l o R a t l n e S e e i d d m s n i e ó t g i e n r c e r i a l o c c e b r o l C p e

. y e R . l a E n a a b d r a u r b b e u u s Q a a n o l e z a d l e n t e n e s i o c ñ e r a C D

A R E D A R P

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O L L I N A D L O R

126


l d a a n r d i e l i v n b a i t a s e d n a r I . o l a p t i m e p s t o a h l e o t u n g a i t r u n a d s l e e t n . n e 8 e t i 8 s r 9 o e v 1 ñ a e e D d d

. e m i a m A n ó i c a m r o F

S A C I G O L O E G S A Z A N E M A E D S O P I T O I P I C I N U M

S O I R A T N E M O C

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. . . 8 o r d a u C n ó i c a u n i t n o C

a s a y í a v í s a c u l L n a e t s n o a t S n , e o i r m o l a e z t i l n s e O d M . s a , t e n t a n m e á g a u a r r c r a e c r a i F B J

e a c d u n a ó i C c l o t a a í i o v R l u p l f l a x a o e c t a i l n e m e á i d n m , i a d z s o n a a d l l i e l l s d e ó s s e r o o n p h c o s i a e c s a e c d a . d i c s f i o s a o i z d v l o o r e l M p d a c

e d o t n e i m i g e r r o c l e n e s a r e v e s s . e a n o o n i a c a c a d i n d u e n M I

l e d a r a i t n s a u l u d a a n z i r i o l a l a f l a c o r a s l p o e c s a r a e d a M d n t l o o n a d p S s x e e y j i a r ó e V t l a l n n a . u ó i c t o c M a i a n e l e r m p t n r o m m E F a e c

. a c o s i n o á ñ c a l t o n V o m y e s e t j n i e r V F s . e e n t o n i e c i a c e r m r l o f a i : v t u e l a n e o c n a o y C d a

o s o n ñ a ó i t n c o a m m r o e F t n a e r l F a e . d e t n n o e p i s c e r r e r l o a i c . v t a u e c l i n a e n á o c c l n a y o d o C a V

o s o ñ a y t e n t o i n m h e c a t u n e r G F s . e e n t o n i e c i a c e r m r l o f a i : . v t a u e c l i n a e n á o c c l n a y o d o C a V

. l a n l . i p s a r E z a s Z e n n o ó i i c a c a m r m r o o F F

. r a i c n e r e f i d n i s s e t n e i c e r s e n o i v u l A

. a c i n á c l o V n ó i c a m r o F

a e e l t r d n e o r o p i c f o t l d í l E a o . i r f a m r O e . i o c f o n m n i z i e o r a c c e a m f i á A d t M s l n e n i e E s t i , ó c s a n l a e i t e c a m n a e y P o i F a c d e a r a L l o n s y e s i o ó a n ñ c r o a a b i t e v n m u o r n l o i A m F G

y o y n a e b r t u a r r o e s c n s c o a M l e s d o r . i u e r r b a s e i r b t r U n a e p e s a b i o l r t n e n e U i , a a m o í r a e v z t i l a e l s e f a n D C e

. l a r u r a n o z a l n e a c u a C o í R l e d e t n e i c e r C

a n e c u d n o c e u q s a í v s a l . a n e s o s ñ o t a t n n e i o m m a z a n i l o s e z a D l

l e d a a c í v n a e l u c n a e l s o . n t s e n a r s e e i b t e m l n e a u i z t i C r l s o e í v e . R e D o l í . r e d s f d d o a a r i s d b e i R l e t i l n o u l e b l a C i i t c s o j e u r e r n í C I R T

s e t n e , i o t s r o e o v í ñ a e R t n d l e o d d a m d a e i c l t i n n b e a e r t f s u c l e l e I n a n e e . d s a a n t o i l t r a n a e e i M t . m a r a s a e p L l z i l a a a l r s o e n o n D z e M

e . d a z a i n l o a a l z c r e l o d a p s n s a e o n s v i o i r t a m e v g e e d e n l s a s s o e n l a v i a s t e s n t o r e r i a b n e s m o i a ó n c e . s t a o o m s a t r l ó c e n e p f x e d a E e F l

a c n o í e u R c l a a l e n t e n s e a c a r e y d d a a l a e n d o z d a a d l i . l o n e i b c a t s o e t o n s e o n Y i I c o a . í d a c R n u l u a e n C d I

. r a n o a t s i p u J v s a t o s l l o c e i e l r B f r . a y E e s o b , . e r c e o b r n a e t b o n s s o M m a z u s r n r Y a e i a o r d e S a o n e l H í i e o R m d d v o e l e s t d u d e n a N n e s d o i i e i , l t c i I m I n a i b t e a i o c l o g t e l s r b e r e a r p x n I P C e o c

A L L I V E S

O R O T

A R I M L A P

O L L I J U R T

A U L U T

S E J I V

O C O T O Y

O B M U Y


10.1 GEOMORFOLOGIA Y EROSION DE LA COSTA La costa del departamento presenta dos paisajes claramente diferenciables: litoral rocoso acantilado y litoral bajo de playa. El litoral rocoso define el 20% del total de la costa; se presenta en el extremo norte, entre las Bahías de Málaga y Buenaventura y en la costa central del departamentos entre las bocanas de Mayorquín y Tortugas. El 80% restante, está formado por un litoral bajo, definido por extensas playas arenosas que hacia el oriente limitan con una vasta zona de pantanos de manglar, disectados por una intrincada red de canales mareales. La acción continuada de olas, mareas y corrientes, transforma constantemente la zona costera, causando erosión en unos sectores y depositación en otros. En respuesta a estos procesos en la costa acantilada del departamento se presentan desprendimientos, deslizamientos y en ocasiones colapsos y desplomes del frente rocoso, como ocurre en el sector de Juanchaco. En la costa baja, la erosión se manifiesta por la reducción en la amplitud de las playas que en ocasiones desaparecen, permitiendo la destrucción directa del manglar; tal es el caso en las bocanas de los ríos Santa Bárbara, Raposo y Yurumanguí (Martínez & Carvajal, 1990). 10.2 AMENAZA SISMICA El Departamento del Valle está situado en una zona de alta amenaza sísmica. El Estudio General del Riesgo Sísmico de Colombia (García et al., 1984), base del Código Colombiano de Construcciones Sismorresistentes, sitúa el departamento

127

dentro de la zona de máxima amenaza (amenaza 3, en escala de 0 a 3). El mismo estudio propone intensidades probables de los sismos mayores de VIII en la Escala de Mercalli para cada siglo. Las fuentes sismogénicas, en el Valle del Cauca, están constituídas por la zona de subducción altamente sísmica y por las fallas que poseen segmentos activos (aquellos que al moverse en la actualidad, pueden causar un terremoto). Las fallas Guabas - Pradera, Potrerillos, Buga Palmira, Pijao-Silvia y otras del Sistema Romeral, en la Cordillera Central, presentan algunos segmentos con evidencias de actividad durante el Cuaternario. En la Cordillera Occidental la amenaza proviene principalmente de las zonas de fracturamiento asociadas a las Fallas Dagua-Calima, El Saladito, río Bravo y algunas de los frentes montañosos occidental y oriental. La región ha sufrido los efectos de varios sismos destructores durante los últimos siglos con los epicentros de algunos localizados dentro del departamento (Espinosa, 1992). Entre estos se encuentra el terremoto de Buga, el 9 de julio de 1766, que destruyó parte de esa ciudad y causó daños serios en Cali y en otras localidades, y el terremoto del 7 de junio de 1925 que afectó principalmente a Cali. Otros sismos originados fuera del Valle son más frecuentes pero sus efectos no han sido menores. Los más destructores sucedieron en 1827, 1885, 1906, 1967 y 1979. Los efectos de los principales sismos que han afectado al Valle del Cauca se sintetizan como sigue: - 1776, julio 9: Epicentro aproximado en Guacarí. Destrucción de Buga.

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Daños graves en Cali y Palmira. No de varias tapias. causó daños en el norte (Toro, - 1979, noviembre 23. Epicentro en Cartago), ni en el occidente Cordillera Occidental, límite Valle, (Buenaventura). No había más Risaralda, Chocó. Causó daños en poblaciones importantes en la época. todos los municipios del - 1825, junio 7: Epicentro aproximado departamento. En los del norte fueron en Yumbo- Vijes. Afec tó bastante graves. Veinte edificios principalment e a Cali y a los afectados en Cali, daños serios en municipios situados al occidente del Cartago, El Aguila, Bolívar, La río Cauca (La Cumbre, La Unión, Victoria y Sevilla. Buenaventura Restrepo, Yotoco). En Cali causó quedó aislada por deslizamientos en la daños en iglesias, edificios y casas de carretera a Loboguerrero. habitación. - 1991, noviembre 17. Epicentro a unos - 1827, noviembre 16. Epicentro 100 km de las bocas del río San Juan; aproximado en Gigante (Huila). Se causó daños (grietas) en algunos sintió muy fuerte, causando daños en edificios de Cali. Cartago, Buga, Cali y destrucción - 1992, abril 8. Epicentro al sur de parcial de Popayán. Candelaria. Hipocentro a 50km. Se - 1885, mayo 25. Epicentro aproximado sintió levemente en Cali. en Cajibío (Cauca). En Cali causó Entre los sismos que pueden causar daños daños serios en la iglesia de San en el departamento, especial atención Francisco y caída de la bóveda de la merecen aquellos originados en el Oceáno Catedral (cuarteada por un sismo en Pacífico, cuando son de gran magnitud, 1884). En Popayán destrucción de la pués en general producen además de los iglesia de Belén. efectos catastráficos de la onda sísmica, - 1906, enero 31. Epicentro en Tumaco maremotos que pueden afectar seriamente (Nariño). Sentido en todo el las costas, tal como sucedió en 1906. departamento. Causó daños serios en Cali (iglesias, edificios, cuartel) y en municipios como Cartago; AGRADECIMIENTOS Buenaventura fue afectada por un El autor agradece a William McCourt y a dos revisores anónimos sus comentarios constructivos maremoto originado por el sismo. a una versión preliminar de este documento; a - 1967, febrero 9. Epicentro en Alberto Nuñez por su apoyo e interés para que El Paraíso (Huila). Sentido muy fuerte revisara y actualizara esa versión preliminar; tanto en todo el Valle: causó daños en todos este último como Eduardo Parra y Humberto los municipios, aunque fueron González enriquecieron este material con sus comentarios de revisión editorial. Por último, a mayores para los del norte. En Cali, Nelly Manosalva por su asistencia en el manejo daños en algunos edificios. En del programa de DTP durante la edición final de Palmira, grietas en la Catedral y caída esta memoria.


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B bandeamiento 48, 49, 54 cumulítico 46 magmático 44, 49 basalto 31, 40-45, 49, 50, 53, 55, 57-59, 6164, 66, 68, 70, 71, 73, 77, 78, 82, 84, 85, 88, 90, 92,94, 97, 98, 101, 102, 104, 116, 121, 122 calco-alcalino 38 picrítico 63 toleítico 40

Basaltos de la Trinidad 41, 63 tipo Barroso 64 Batolito de Anchicayá 9, 98-100 de Buga 45, 56, 63, 74, 81, 82, 83, 110, 119, 121, 122 de Ibagué 17, 18, 26, 30 de Mocoa 37 de Sabanalarga 56, 83 de Santa Bárbara 26, 29, 30, 37, 107, 110 de Segovia 37 brecha 31, 57, 63, 73, 88, 92, 98 calcárea 92 lítica oligomíctica 91

C caliza 19, 31, 42, 66, 69-72, 80-82, 85, 91, 92, 119, 120 Calizas de Vijes 91 cámara magmática 38, 77 carbón 88-91, 98, 101, 119, 120 cataclasis. Ver deformación: cataclástica cemento Portland 91 cenizas 99 ciclo magmático. Ver Plutonismo cinturón orogénico 78 cinturón pareado 28 alta presión/baja presión 28 de metamorfismo 27 media presión/baja presión 28 clinopiroxenita 45 Complejo Arquía 9, 16, 17, 19, 20, 22, 26, 27, 107, 109, 119 Cajamarca 9, 16-20, 24, 26, 28, 29, 30, 34, 99, 109, 115 Córdoba - Río Lejos 35, 38 de Cajamarca 20 de rocas ultrabásicas de El Encenillo 56 de rocas ultrabásicas de La Sierra 56 Duarte 82 Estructural Dagua9, 42, 43, 66, 67, 69, 70, 73, 74, 80, 81, 104, 107, 108, 109, 111 Nicoya 64 ofiolítico de El Encenillo 62, 63 ofiolitico de Lerma 63 Ofiolítico de los Azules 56, 63


143

Ofiolítico del Cauca 35 Quebradagrande 16, 26, 37, 38, 63 Río Rosario 23 Ultramáfico de Bolívar44, 45, 46, 47, 48, 56, 57, 75, 76, 77, 78, 84, 104, 117 Ultramáfico de los Azules 75 Ultramáfico de Venus 45, 75, 110 complejo acrecionario 77, 81 ofiolítico 78 ultramáfico zonado 45, 78 conglomerado 26, 31, 34, 66, 70, 71, 73, 80, 81, 88, 89, 91, 93-95, 97, 98, 112 basal 95 oligomictíco 97 polimíctico 88, 93, 94 Conjunto Cinta de Piedra 93 corteza continental 38, 81, 84, 112 oceánica 15, 38, 80, 82, 110, 111, 114, 115 cuarcitas 17, 20 cuarzo gabro-diorita 50 cuarzo-diorita 29, 35, 52, 74, 100 cuarzo-diorita/tonalita 37 cuarzo-gabro 51 cuarzo-monzonita 37 cuenca de frente de arco 16 marginal 37, 38, 78, 110, 114, 115, 117 marginal intracontinental 37 oceánica 73, 84 Cuenca del Cauca- Patía 80 cuencas marginales del sur de Chile 38 cúmulos 23, 45, 46, 47, 48, 49, 53, 55 de dunita 44

depósito cuaternario 99 diatomita 96, 120 diorita 30, 94, 101 hornbléndica 74 dique pegmatítico 75, 76, 84, 85 dolerita 34, 40, 44, 45, 49, 54, 57, 58, 73 dorsal 31, 55, 62, 115, 116, 117 dunita 40, 44, 45, 46, 117

CH

Falla Buga-Palmira 44 Cali-Patía 62, 63 Campanario 20, 104 Cauca-Almaguer 9, 14, 15, 16, 20, 35, 40, 62, 104, 105, 110, 111 Dagua-Calima 49, 50, 72 de Aguaclara 71 de Bellavista-Río Bravo-Cristales 71 de Cali 45, 48, 64, 104 de Florida 97 de Miranda 18

chert 31, 34, 40, 42, 66-73, 80, 81, 88, 90-94, 97, 98, 108, 109, 122

D dacita 31, 38 deformación cataclástica 76 milonítica 73 orogénica 81 penetrativa 43, 48, 59, 69, 71, 73,

E eclogita 15, 35, 36, 103, 111 Escudo de las Guayanas 17, 109 de rocas precámbricas 19 escudo 39 esquisto 18, 19 anfibólico 21, 23 anfibólico-clorítico 20, 21 azul 15, 103, 111 calcáreo 18 cuarzo-sericítico 18, 19, 20 de bajo grado 17 de glaucofana-lawsonita 35 grafítico 17, 18, 19, 20, 21, 22, 24, 35, 107 micáceo 20 negro 18, 22 sericítico 28 verde 17, 19, 20, 22 Esquistos Básicos de Bugalagrande 20, 21, 22, 23, 24, 26, 28, 35, 109, 115 de Bugalagrande 18, 24 de La Mina 23 de Lisboa-Palestina 23 estructura bandeada. Ver cúmulos

F

144 de Río Bravo 72, 100 de Roldanillo 45, 48, 49, 51, 104 de Romeral 14, 40, 62, 104, 105 Guabas-Pradera 44, 45, 74, 104 Otú 28 Silvia-Pijao 26, 27, 104 felsita 51, 64, 66, 70, 81, 90, 92 Felsita de Vijes 57, 64, 66 filita 41, 43, 67, 71 fluidos de la zona de subducción 38 hidratados 54 hidrotermales 100, 116, 117 intersticiales 84 mineralizantes 115, 117 post-metamórficos 25 Formación Abejorral 34, 38 Agua Clara 74 Amaga 95 Amagá 94, 95, 112 Amaime 9, 20, 41, 44, 45, 56, 57, 58, 59, 60, 62, 63, 66, 73, 74, 77, 78, 82, 93, 97, 110, 123 Ampudia 42, 66, 73, 74, 88, 101 Armenia 86, 95, 96 Barroso 40, 64 Buga 92, 94, 95 Cartago 92, 93, 94 Cauca Inferior 86 Cauca Medio 86 Cauca Superior 86, 90 Cinta de Piedra 86, 92, 93, 94, 95 Cisneros 41, 43, 66, 71, 72, 73 Combia 96, 113 Confites 88 Consólida 41, 73 Chimborazo 86, 88, 89, 101, 112, 122 Dagua 43 Esmita 86, 90 Espinal 41, 43, 66, 72, 73, 74, 122 Ferreira 86, 89, 90, 93, 101, 112, 120-122 Guachinte 86, 88, 89, 90, 101, 112, 120, 122 Jamundí 86, 90, 97, 114 La Paila 44, 86, 92, 93, 94, 95, 96, 120, 122 La Pobreza 9, 86, 93, 95, 96, 113 Lázaro 41, 73 Macuchi 63 Marilopito 74


Mayorquín 9, 85, 97, 98, 113 Nogales 45, 66, 73, 110 Penderisco 73, 74 Popayán 96, 113 Pre-Payandé 26 Raposo 9, 85, 97, 98, 113 Río Piedras 42, 66, 72, 73, 97 Uribe 88 Valle Alto 26, 35, 38 Vijes 9, 86, 91, 92, 95, 106, 112, 120, 122 Vilela 97 Volcánica 9, 41, 43, 45, 49, 54, 55, 57, 59, 60, 62-64, 72, 73, 77, 78, 84, 8892, 97, 101 Zarzal 86, 96, 97, 113, 120, 121 Fosa Colombo-ecuatoriana 12 fosa oceánica 16, 23, 28, 109, 112 pericratónica 9, 19 fracturamiento 123, 127 cataclástico 68, 69, 71, 106

G Gabro de Altamira 56, 83 de Anserma 56, 83 de Pereira 38 de Río Volcán 44, 49, 57, 75 de Riofrío 44, 48, 49, 75, 104 del Tambor 51 Uralítico de Belen de Umbría 56, 83 gabro 40, 44, 45, 47, 52-56, 7577, 81, 83, 84, 97, 101, 117 bandeado 48, 77 cumulítico 44, 45, 48 isotrópico 45, 77, 78 gabronorita 44, 46, 47, 48 cumulítica 48 isotrópica 47, 48 Gabros de Romeral 38 GICP. Ver Graben Interandino Cauca-Patía Graben Interandino Cauca-Patía 10, 85, 95 granito 85 granitoide 14, 16, 26, 55, 81, 110 calco-alcalino 29, 74 calco-alcalino tipo I 29, 37, 81, 83 granodiorita 37


grava 99, 122 Grupo Arquía 23 Ayurá-Montebello 20, 23 Barragán 20 Bugalagrande 23 Cajamarca 18, 19, 23 Cañasgordas 40, 74, 81 Cauca 86, 89, 92, 95, 96, 97, 120 Dagua 41, 43, 66 Davies 17 del Cauca 93 del Dagua 41 Diabásico 40, 41, 43, 45, 59, 63, 84 Valdivia 20, 23, 28 Valle 86, 92, 93, 95, 96, 105, 108, 112, 121

H hialoclastitas 44 Horizonte A”-B” 80, 81 de San Francisco 91 La Leona 89, 90 Los Chorros 89 hornblendita 101 hornfelsa 98 de epidota 49 hornbléndica 49 piroxénica 49

I Intervalo A’’-B’’ 80

L Lavas de Curazao y Aruba 64 lherzolita 45, 46 limo 99 limolita 68, 69, 71, 72, 88, 89, 91, 97, 98 silicea 69 líquido granítico anatéctico 110 intercumulítico 48 residual 84 toleítico 48 litósfera oceánica 37, 38, 84 lodolita 19, 31, 34, 40, 66-70, 72, 81, 88, 89, 91, 93, 98, 102 arcillosa 68, 69, 71, 72, 73, 80 arenosa 94

145

silícea 68, 69, 73

LL Llanura Costera del Pacífico 9, 12, 85, 97, 109, 113, 119, 121

M Macizo de Troodos 78 Ofiolítico de Ginebra 44, 45, 56, 74, 75, 77, 78, 83, 110, 119 magma 37, 55, 66, 77, 85, 109 andesítico 78 basáltico 66, 77, 84 basáltico hidratado 78 felsítico 64 toleítico 78 Magmatismo cretácico 30, 36 jurásico 36 neógeno 36 paleógeno 36 tríasico 36 magmatismo 10, 16, 36, 37, 113 calco-alcalino 82 marga 80 margen continental 9, 10, 14, 15, 16, 39, 40, 110-118 continental activa 9, 10, 16, 29, 36, 37, 38, 77, 80-83, 112, 113, 119 continental de Suramerica 9 convergente 37 occidental de Colombia 14 proto-Pacífica de Suramerica 38 mármol 17, 18, 19, 20, 115 melange 81 metabasalto 44, 50, 74 Metabásicos de País Pamba 23 metadioritas 21 metagabro 21 Metagabroides de Bolo Azul 20, 21, 23, 24, 25, 29, 109 metamorfismo 21, 22, 23, 26, 54, 58, 70 abukuma 24, 27, 28, 29 bárico 59 barroviano 9, 23, 24, 25, 27, 28, 29 de alta presión - baja temperatura 35, 38 de contacto 20, 24, 26, 29, 49, 50, 56, 74, 89, 100, 101, 120

146 de piso oceánico 44, 63, 64 de presión media - temperatura baja 59 dinámico 24, 25, 27, 30, 34, 43, 54, 67, 71, 73, 74, 111 dinámico-térmico 27 facies anfibolita 25, 28, 38 facies de lawsonita-albita 35 facies eclogita 38 facies epidota-tremolita-clorita 49 facies esquisto verde 24, 25, 27, 28, 58 facies esquistos azules 38 facies granulita 28 facies hornblenda - plagioclasa 49 facies prehnita-pumpellyita 58 facies zeolita 38, 58 hidrotermal 59, 115 regional 16, 19, 21, 24-26, 37, 58, 67, 70, 73 regional prógrado 28, 23 regresivo 20, 25, 36 subfacies almandino 25 subfacies cuarzo-albita-(epidota)-clorita 24 subfacies de clorita y biotita 25 metasomatismo 39, 45 micrita 70, 92 microgabros 44 Miembro Ampudia 88 Cabrera 90, 91 Cinta de Piedra 93 Confites 88, 89 La Cima 89, 90 La Rampla 89, 90 Loma Larga 88 Los Chorros 89, 90 Nogales 88 Suárez 90, 91 migmatita 28 milonita 9, 34, 36, 54, 67, 71, 72, 98, 102, 112 mina de Bolívar 75 de Cu de Sabanablanca 116 de la Cascada 89, 90 de magnesita de Ricaurte 117 minas de Au de Ginebra 119 mineralización 114 de Au 100, 119 de calcopirita 66


de magnesita 45, 76, 84, 85, 117 de pórfidos cupríferos 119 de pórfidos de Cu-Au 37 moho 15 MORB 31, 55, 59 morrena 99

N neis 17, 28, 70, 106 cuarzo-feldespático 17, 28 hornbléndico 21, 26 Neis de Chinchiná 27 Neises y Anfibolitas de Tierradentro 17 norita 44, 46, 48, 53

O obducción 40, 84 ofiolita 29, 38, 44, 55, 84, 85, 117 Oriente Colombiano9, 10, 14, 16, 22, 26, 27, 29, 36, 38, 63, 102, 106, 109, 110 orogenia 16, 96 andina 9, 105, 108, 112, 113, 114 calima 111 del Tríasico Superior 37

P patrones de REE 34, 55, 59 Pbsd (Paleozoico de bajo grado sin deformación) 27 pegmatita 50 hornbléndica 21 peridotita 44, 45, 46 picrita 57, 63 piroxenita 40, 44, 46 Piso Cinta de Piedra 93 del Cauca 85, 93 del Espinal 41 piso del Caribe 78, 80, 82 oceánico 40, 63, 78, 85 pizarra 41, 43, 67, 71 Placa Caribe 12, 80, 105 Farallones 14, 78, 82, 111, 112, 113 Nazca 12 Norteamericana 80 Suramericana 12, 80, 84, 103, 113, 123 placa


oceánica 14, 27, 38, 109, 110, 111, 113 tectónica 9, 10, 12, 14, 112 plagiogranito 44, 55, 84 Plateau de Ontong-Java 83 del Caribe 78, 80, 81, 82, 84, 110, 111 plateau oceánico 9, 40, 78, 80, 82, 83, 111, 112, 113, 114, 115 PLOCO ( Provincia Litosférica Oceánica Cretácica Occidental) 9, 10, 14, 16, 30, 40, 41, 43, 44, 54, 55, 56, 58, 59, 63, 64, 66, 75, 77, 78, 80-85, 88, 102, 105-107, 111, 112, 116, 118, 119 pluma 82, 115 pluma del manto 55, 78, 82 Plutón de Altavista 83 de Buriticá 83 de Mistrató 56, 83 de Sabanalarga 83 plutonismo 37, 110 calco-alcalino 74, 81, 83 jurásico 30, 37 triásico 29, 37 protomilonita 67, 71 provincia cortical 10, 15 Provincia Litosférica Oceánica Cretácica Occidental. Ver PLOCO punto caliente 14, 78, 115

R recristalización 25, 47, 52, 76, 102, 114 regolito 50, 52, 63, 121 rift oceánico 40

S samitas 20, 21 Serie de Dagua 41 de Faldequera 41 de pórfidos La Albania 95, 100 del Dagua 41, 43 serpentina 45, 46, 49, 54, 75, 76, 84, 117, 118 shale 19, 85, 88, 89, 91 carbonáceo 88, 91 Sinclinal de Miravalles-San Isidro 93 "slope basin" 81

147

Stock de Amagá 26, 27 de Buriticá 56, 83 de Pance 9, 54, 89, 91, 99, 101 de Río Volcanes 44, 83 de Suárez 101 de Villa Carmelo 53 de Zabaletas 50, 51 del 18 53 del Muñeco 50 del Palmar 44, 52, 121 del Tambor 44, 50, 51, 57, 83 Monzonítico de Irra 83 subducción 12, 15, 16, 27-29, 36, 37, 38, 80, 84, 103, 109, 110-115, 118, 122, 123, 127 subducción-acreción 9 sutura 16, 104, 109, 110, 113

T talud continental 81, 111 tendencia de cristalización calcoalcalina 37 toleítica 50, 59 Terreno Amaime 60, 82, 83, 110 Andino Central 16 Andino Occidental 16 Cajamarca 16 Cauca-Romeral 16 Chibcha 16, 16–46 Tahami 16 textura clástica 19 cumulítica 47, 49 dolerítica 50, 54 ígnea 22, 31 manchada 50 metamórfica 34 migmatítica 48, 76 schiller 47 toba 23, 44, 50, 57, 63, 66, 68, 80, 94 acuógena 80 arenosa 96, 97 dacítica 94 toleíta 59, 74, 78, 82 Tonalita del Tambor 52 tonalita 29, 30, 37, 51, 52, 74, 75, 83, 94, 98, 100, 101 troctolitas 44

148 trondhjemita 44, 50, 51, 52, 83 Trondhjemita del Tambor 55, 56 turbidita 31, 80, 88

U Ultramafita de Liborina 38 de Pácora 38 de Puente Umbría-La Isla 56 de Sucre 38

V Volcán Nevado del Quindío 99 del Ruiz 99 del Tolima 99


W waca 66, 102, 116 lítica 40, 67, 69, 88 websterita 45, 46 werlitas 44, 45

Z Zona de Benioff 14 zona de subducción 9, 15, 16, 27, 28, 29, 37, 80, 110-113, 122, 123, 127 de sutura 40, 104

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GeologÃ-a del Valle del cauca

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