Caracterización petrográfica del Batolito de Buga en la Cordillera Central,
Valle del Cauca.
Alumno:
Mario Alejandro Palomino Rincón.
Proyecto de grado para optar por el título de Geocientífico.
Director:
Idael Francisco Blanco Quintero.
Co-directora:
Natalia Pardo Villaveces.
Universidad de Los Andes
Departamento de Geociencias
Facultad de Ciencias
Bogotá – Colombia
Noviembre de 2017
Caracterización petrográfica y geoquímica del Batolito de Buga en la
Cordillera Central, Valle del Cauca.
Mario Alejandro Palomino Rincón.
Director: Idael Francisco Blanco Quintero.
Co-director: Natalia Pardo Villaveces.
Agradecimientos
Quiero agradecer a mis padres y hermana por confiar en mí y por todo el apoyo que me
brindaron durante toda mi formación académica. A mis dos abuelitas por su permanente
apoyo y preocupación durante la carrera. A mi director Idael Blanco y a mi co-directora
Natalia Pardo por guiarme en este proceso, ayudarme siempre que lo necesité y
proporcionarme las muestras necesarias para la realización del proyecto. A Ivette por la gran
ayuda con la preparación de las muestras.
Finalmente, a mis amigos Amira Rosa, Simon Alba, Paula Forero y Nicole Forero que
también fueron un gran apoyo durante mi carrera.
Muchas gracias.
Tabla de contenido
Resumen ........................................................................................................ 1
Abstract ......................................................................................................... 1
Introducción ................................................................................................. 2
Objetivos ........................................................................................................ 5
Marco geológico ............................................................................................ 6
Unidades litológicas plancha 261 ............................................................... 10
Macizo Ofiolítico de Ginebra ................................................................. 10
Formación La Paila ................................................................................. 11
Formación Amaime ................................................................................ 11
Geología estructural ................................................................................... 12
Sistema de falla Palmira- Buga ............................................................... 12
Sistema de falla Guabas-Pradera ............................................................. 12
Marco conceptual ....................................................................................... 14
Emplazamiento y composición de los batolitos ...................................... 15
Tipos de batolitos .................................................................................... 17
Metodología ................................................................................................ 18
Resultados ................................................................................................... 20
Contexto de campo ................................................................................. 20
Descripción lámina delgada .................................................................... 22
Microscopio Electrónico de Barrido (SEM) ............................................ 39
Discusión ..................................................................................................... 43
Conclusiones ............................................................................................... 46
Bibliografía ................................................................................................. 47
Lista de figuras
Figura 1. Mapas donde se muestran las áreas de estudio en diferentes escalas. (A) Mapa del
área de estudio en una escala local con las unidades principales junto con la zona en la que
se obtuvieron las muestran en campo. Modificado de plancha 261 Ingeominas (1985). (B)
Mapa de la zona de estudio a escala regional, donde se muestran el ambiente tectónico general
de Colombia, las zonas de subducción y el área de estudio modificado de Diederix H. et al.
(2006) ….…………………………………………………………………………………… 4
Figura 2. Mapa donde se muestran los cinco episodios plutónicos mencionados y su
distribución en el Colombia. Tomado y modificado de Aspden et al (1987)
……………………………………………………………………………………………… 8
Figura 3. Se muestran los cuerpos ígneos resultantes en cada episodio mencionado en la
figura 2. (A) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el Triásico. (B) Mapa de los cuerpos
ígneos emplazados en el Jurásico. (C) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el
Cretácico. (D) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el Paleógeno. (E) Mapa de los
cuerpos ígneos emplazados en el Neógeno. Tomado y modificado de Aspden et al (1987)
…………………………………………………………………………………………….…9
Figura 4. Mapa donde se muestran las unidades litológicas y unidades geológicas principales
cercanas al área de estudio. Modificado de plancha 261 Ingeominas (1985)
……………………………………………………………………………….……………. 13
Figura 5. Diagrama de bloque mostrando diversos tipos de estructuras ígneas intrusivas.
Fuente: Fundamentos de Geología-Wicander y Moroe. Capítulo 4, pág. 80
…………………………………………………………………………..………………… 15
Figura 6. Intrusión de un plutón por inyección enérgica. Fuente: Geología: Dinámica y
evolución de la tierra-Monroe, Wicander y Pozo. Capítulo 4, pág. 115
…………………………………………………………………………………………….. 16
Figura 7. Modelo de emplazamiento por medio de asimilación y ascenso magmático. (a) El
magma de intruye entre las fracturas y planos entre las capas de la roca de caja. (b) Bloques
de la roca de caja se fracturan y caen dentro del magma, favoreciendo en ascenso de este.
Fuente: Geología: Dinámica y evolución de la tierra-Monroe, Wicander y Pozo. Capítulo 4,
pág. 115 ……………………..……………..……………………………………………… 16
Figura 8. Foto de campo en donde se muestra el dique cortando el batolito con el martillo
como escala ………………………..……………………………………………………… 20
Figura 9. Foto de campo en donde se muestra una granodiorita con el esfero de escala..… 21
Figura 10. Foto en donde se observa el leucogranito con algunos fragmentos de anfibolita, se
usa en martillo como escala ………………………………………………………………...21
Figura 11. Imagen en donde se muestra el afloramiento de anfibolita y los diques que lo
cortan. (A) Foto grande con el afloramiento y con la profesora Natalia Pardo de escala. (B)
acercamiento a la anfibolita con el martillo como escala ……………………………….… 22
Figura 12. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (13A)
correspondiente a una diabasa; se ven fenocristales de piroxeno (Px). (A) Foto en nicoles
cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos .………………………………………………...… 23
Figura 13. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (13B)
correspondiente a una diabasa; se ven fenocristales de piroxeno (Px). (A) Foto en nicoles
cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos ……………………………………..…………….. 24
Figura 14. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (13C)
correspondiente a una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) con sericitización,
cuarzo (Qz) y ortoclasa (Or) y microfenocristales de biotita (Bt). (A) Foto en nicoles
cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos ................................…….………………………... 25
Figura 15. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (13D)
correspondiente a una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) con sericitización
y zonaciones y cuarzo (Qz) y los microfenocristales de ortoclasa (Or). (A) Foto en nicoles
cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos ………………………...…………………………. 27
Figura 16. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (13E)
correspondiente a un leucogranito; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) con sericitización,
fenocristales de cuarzo (Qz) y ortoclasa (Or) junto a microfenocristales de biotita (Bt) y la
textura mirmequítica. (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos
…………………………………………………………………………………….………. 28
Figura 17. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (14A)
correspondiente a una dolerita; se ven microfenocristales de albita (Ab), fenocristales de
piroxeno (Px). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos
…………………………………………………………………………..………………… 29
Figura 18. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (14B)
correspondiente a una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) y cuarzo (Qz) y
microfenocristales de biotita (Bt). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos
……………………………………………………………………………………………. 31
Figura 19. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (14C)
correspondiente a una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl),
microfenocristales de cuarzo (Qz) y biotita (Bt). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en
nicoles paralelos ………………………………………………………..……………….… 32
Figura 20. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15A)
correspondiente a una anfibolita; se ven fenocristales de granate (Grt) y plagioclasa (Pl) y
microfenocristales de anfíbol (Amp). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles
paralelos ……………………………….………….………………………………………. 33
Figura 21. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15B)
correspondiente a una anfibolita; se ven microfenocristales de anfíbol (Amp) y albita (Ab).
(A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos ……………………...………. 34
Figura 22. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15C)
correspondiente a una anfibolita; se ven microfenocristales de anfíbol (Amp), plagioclasa
(Pl) y clinopiroxeno (Cpx). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.… 35
Figura 23. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15D)
correspondiente a una anfibolita; se ven microfenocristales de plagioclasa (Pl) y anfíbol
(Amp). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos ……………………... 36
Figura 24. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15E)
correspondiente a un leucogranito con anfíbol; se ven fenocristales de anfíbol (Amp) y
plagioclasa (Pl) en una matriz microcristalina. (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en
nicoles paralelos ……………….………………………………………………………….. 37
Figura 25. Diagrama QAPF en donde se muestran las clasificaciones de las cinco rocas ígneas
………………………………………….……………………………………….………… 38
Lista de tablas
Tabla 1. Se relaciona el código de cada muestra con las coordenadas del lugar en el cual se
obtuvieron y los procedimientos que se le realizaron ……………………….…………….. 19
Tabla 2. Tabla donde se muestra el conteo realizado a 300 cristales a lo largo de la lámina
delgada 16-13C y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para
cada mineral ………………………………………………………………………………. 25
Tabla 3. Tabla donde se muestra el conteo realizado a 300 cristales a lo largo de la lámina
delgada 16-13D y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para
cada mineral ………………………………………………………………………………. 26
Tabla 4. Tabla donde se muestra el conteo realizado a 300 cristales a lo largo de la lámina
delgada 16-13E y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para
cada mineral ………………………………………………………………………………. 28
Tabla 5. Tabla donde se muestra el conteo realizado a 300 cristales a lo largo de la lámina
delgada 16-14B y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para
cada mineral ………………………………………………………………………………. 30
Tabla 6. Tabla donde se muestra el conteo realizado a 300 cristales a lo largo de la lámina
delgada 16-14C y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para
cada mineral ……………………………………………….……………………..……….. 32
Tabla 7. Tabla donde se muestran los datos para los datos normalizados y en óxidos para los
espectros seleccionados para la muestra 16-14B …………………………………………. 39
Tabla 8. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para los feldespatos encontrados
y la clase a la cual pertenece según su fórmula. Además, la fórmula de la epidota encontrada
………………….……………………………………………………………………….… 40
Tabla 9. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para las epidotas encontradas.
…………………………….………………………………………………………………..40
Tabla 10. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para las biotitas encontradas.
…………………….………………………………………………………………………..41
Tabla 11. Tabla donde se muestran los datos para los datos normalizados y en óxidos para
los espectros seleccionados para la muestra 16-15D ……………………………………… 41
Tabla 12. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para las plagioclasas
encontradas ……………………………………………………………………………….. 42
Tabla 13. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para los anfíboles encontrados.
………….…………………………………………………………………………………..42
1
Resumen
Al occidente de la Cordillera Centra aflora el Batolito de Buga, un cuerpo ígneo intrusivo de
composición calco-alcalina, constituido por granitos y granodioritas de edad Cretácico (ca
100 Ma). Este cuerpo de aproximadamente 200 km2 aflora en varios municipios del
Departamento de Valle del Cauca e intruye unidades de naturaleza oceánica pertenecientes
al Caribbean Colombian Oceanic Plateau (CCOP). Estas uniades están representadas por la
Formación Amaime y el Macizo Ofilítico de Ginebra. En este proyecto de buscó determinar
las características petrográficas y mineralógicas del Batolito de Buga para así poder dar una
aproximación al ambiente en el cual fue formado.
Para poder cumplir con estos objetivos, se realizó un estudio petrográfico por medio del
análisis de láminas delgadas y del microscopio electrónico de barrido (SEM) de las rocas
pertenecientes al Batolito de Buga y de algunas rocas que interactúan con este, como las
anfibolitas del Macizo Ofilitico de Ginebra y los diques de diabasa que lo cortan.
Después de haber realizado el estudio petrográfico se encontraron texturas de zonación,
mirmequitica y sericitización en las rocas del batolito, estas son texturas que necesitaron de
agua para formarse o que fueron alteradas por la cantidad de agua dentro del magma primario
o de la zona de emplazamiento, permitiendo concluir que el batolito se formó en un ambiente
de subducción de un alto ángulo el cual permitió que llegara agua al magma en ascenso.
Abstract
In the western part of the central cordillera outcrops the Buga Batholith, an igneous intrusive
body with a calco-alkaline composition, composed of granite and granodiorite rocks from
the Cretaceous (ca 100 Ma). This body of 200 km2 is exposed in several towns of the Valle
del Cauca department and intrude oceanic units that belong to the Caribbean Colombian
Oceanic Plateau (CCOP). These units are represented by the Amaime Formation and
Ginebra's Ophiolitic Massif. This project aimed to determine the petrological and
mineralogical aspects of the Buga Batholith, and from this give an approximation of the
geological environment in which it was formed.
To accomplish these objectives, a petrological study was made by analyzing thin sections
and the scanning electron microscope from the rocks of the Buga Batholith and from other
rocks that interact with it, like de Ginebra's Ophiolitic Massif and the dykes that cut it.
After having done these studies, it was found that the textures like zoning, sericite and
myrmekite in the rocks of the batholith, these are textures that needed water for their
formation or that were altered by the water from the main magma or from the zone. These
results suggest that the batholith was formed in a subduction environment with a high angle
which allowed the water to reach the rising magma.
2
Introducción
El Batolito de Buga (Nelson, 1957) es un cuerpo ígneo intrusivo producto de uno de los cinco
periodos plutónicos ocurridos en el occidente de Colombia (Jerez, 2012), tiene una extensión
aproximada de 200 km2 y es considerado uno de los cuerpos ígneos Cretácicos más antiguos
en el flanco occidental de la Cordillera Central. El Batolito de Buga aflora en los municipios
de Buga, San Pedro y Tuluá en el departamento del Valle del Cauca en las estribaciones
occidentales de la Cordillera Central (Ingeominnas, 2001) (Fig. 1). El Batolito de Buga
intruye dos unidades principalmente, la primera de ellas es el Macizo Ofiolítico de Ginebra,
con una edad aproximada del Cretácico inferior – Jurásico (Ingeominas, 1985). Este cuerpo
tiene una extensión aproximada de 20 km, está constituido por rocas ultramáficas
principalmente y el batolito lo intruye en el costado norte. La segunda corresponde los
basaltos de la Formación Amaime (McCourt, 1984), con la que presenta un contacto fallado
al oriente, mediante la Falla Guabas-Pradera (De Armas, 1985). La presencia de abundantes
diques y venas en el contacto entre el Batolito y las toleítas de esta Formación dan una idea
de su relación intrusiva (Ingeominas, 2001).
Varios autores han obtenido dataciones radiométricas por medio de K-Ar en hornblenda en
el batolito obteniendo una edad de 113 ± 10 Ma (Toussaint et al., 1978) y en biotitas Brook
(1984) obtuvo edades discordantes de 71 a 89 Ma y 114 ± 3 Ma; también se ha datado la
biotita usando Rb-Sr (Brook, 1984) obteniendo una edad de 99 ± 4 Ma. Estas diferencias de
edad entre ambos métodos se han explicado por un tectonismo subsecuente a la intrusión del
batolito (Ossa-Meza y Concha-Perdomo, 2007). A pesar de esta discrepancia en las edades,
se afirma que el emplazamiento del batolito debió ocurrir antes de 100 Ma, ubicándolo
aproximadamente en el Cretácico Inferior (Ossa-Meza y Concha-Perdomo, 2007).
El batolito se ha descrito por diferentes autores como un granitoide, posiblemente tipo I, de
composición calco-alcalina (Ossa-Meza y Concha-Perdomo, 2007). La composición varía de
cuarzodiorita hornbléndica a tonalita con variaciones a diorita horblendica hacia la zona de
contacto con el Macizo Ofiolítico de Ginebra (González – Londoño, 1998). En cuanto a las
texturas presentadas por estas rocas, los autores previos hablan de la presencia de una textura
hipidiomórfica de tamaño medio de cristales, donde los cristales suelen ser tabletas de
plagioclasa en forma subhedral, prismas cortos de hornblenda, fenocristales gruesos
anhedrales de cuarzo y biotitas subhedrales en cantidades variables. Las plagioclasas vistas
suelen presentar zonaciones y su composición varía de labradorita-andesina a oligoclasa; los
cristales de hornblenda suelen estar frescos y están asociados con glomero-pórfidos de
cuarzo. A manera general, el batolito no presenta foliaciones, aunque presenta una zona
bandeada rica en xenolitos en su contacto con la Q. Negra (Ingeominas, 2001).
3
Dado que la información referente al Batolito de Buga es escasa, este proyecto busca ampliar el conocimiento sobre este cuerpo ígneo
haciendo uso de herramientas petrológicas y geoquímicas para entender origen y emplazamiento de las rocas que lo forman.
A
4
Figura 1. Mapas donde se muestran las áreas de estudio en diferentes escalas. A. Mapa del área de estudio en una escala local con las unidades
principales junto con la zona en la que se obtuvieron las muestran en campo. Modificado de plancha 261 Ingeominas (1985). B. Mapa de la zona de
estudio a escala regional, donde se muestran el ambiente tectónico general de Colombia, las zonas de subducción y el área de estudio modificado de
Diederix H. et al. (2006).
B
5
Objetivos
Objetivo general:
Determinar las características petrográficas y mineralógicas del Batolito de Buga, el cual está
localizado en el flanco oeste de la cordillera central.
Objetivos específicos:
• Entender la formación del Batolito de Buga.
• Conocer las texturas y mineralogía de las rocas del Batolito de Buga.
• Contextualizar los resultados en el marco de condiciones geológicas previas a la
intrusión magmática que permitieron el emplazamiento del batolito en esa zona.
6
Marco geológico
En el occidente colombiano han ocurrido diversos pulsos plutónicos que muestran una
relación temporal y espacial con los eventos volcánicos (Alvarez, 1983), asociados a la
subducción oceánica ocurrida en el margen occidental de Suramérica. Esta relación se da por
los múltiples terrenos alóctonos que después fueron integrados al continente y por cambios
en la geometría de subducción (Alvarez, 1983; McCourt, 1984).
En Colombia se han logrado identificar cinco episodios plutónicos desde el Triásico hasta el
Terciario (Fig. 2), los cuales ocurrieron durante el Triásico, Jurásico, Cretácico, y
posteriormente durante el Paleógeno y Neógeno (Aspden et al., 1987). Estos episodios fueron
influenciados, posiblemente, por cambios en el ángulo de convergencia y los múltiples
procesos de acreción en el occidente de Colombia, dando como resultado granitos calco-
alcalinos tipo I en gran proporción y en menor cantidad tipo M. Casi que a manera simultánea,
los máximos pulsos volcánicos ocurrieron en el Jurásico-Cretácico, Mioceno medio-superior
y Plio-Pleistoceno, que dieron como origen basaltos, dacítas y rocas piroclásticas calco-
alcalinas (Jerez, 2012).
En el Mesozoico, la actividad magmática inició con un pulso plutónico del Triásico; las
evidencias de este pulso se pueden encontrar al este de la Falla Romeral y en el flanco
occidental de Cordillera Central (Fig. 3A). Los cuerpos ígneos de este evento son en general
stocks o cuerpos aislados de pequeño tamaño que provienen de un magma primitivo y los
cuales tienen una composición que varía de granodiorita o cuarzomonzonita a tonalitas con
algunos xenolítos paleozóicos (Álvarez, 1983). Continuando en el Mesozoico, la actividad
volcánica que ocurrió durante el Jurásico y el Cretácico se localizó en la Cordillera
Occidental y en el flanco occidental de la Cordillera Central, en donde se pueden encontrar
rocas toleíticas y lavas ácidas e intermedias (Jerez, 2012).
Un segundo evento plutónico ocurrió en el Jurásico y consiste principalmente en la formación
de dos cinturones de batolitos (Fig. 3B). El cinturón occidental se encuentra emplazado en
medio de zonas de falla en el flanco oriental de la Cordillera Central, el cual está conformado
por tonalitas y granodioritas. El cinturón oriental se encuentra en el flanco occidental de la
Cordillera Oriental, y está conformado principalmente por monzonitas, granodioritas y
granitos de composición calco-alcalina y potásica (Jerez, 2012). En cuanto al cinturón
occidental, se han identificado cuerpos como el Batolito de Ibagué (Nelson, 1953), la
Cuarzomonzonita de Anchique (Cossio et al., 1994), la Cuarzomonzonita de los Naranjos
(Rodríguez et al., 2015), la Monzodiorita de Las Minas (Velandia et al., 1996), el Batolito de
Páez (Hubach & Alvarado, 1932); para el cinturón oriental, se han identificado cuerpos como
el Monzogranito de Mocoa (González & Núñez, 2001), el Granito de Garzón (Velandia et
al., 1996), la Cuarzomonzodiorita de Los Dolores (Guerrero & Támara, 1982), el
Monzogranito de Altamira (Grosse, 1935) y el Monzogranito de Algeciras (Morales et al.,
1999).
7
En el Cretácico ocurrió el tercer evento plutónico, relacionado con un aumento en el ángulo
de subducción y se concentró al occidente de la Cordillera Central (Fig. 3C). Los resultados
de este pulso magmático se encuentran emplazados en rocas Paleozoicas y están
conformados por dioritas, cuarzodioritas y tonalitas (Álvarez, 1983). Algunos cuerpos
plutónicos en la Cordillera Occidental intruyen basaltos toleíticos del Cretácico superior y
podrían estar relacionados genéticamente (Jerez, 2012). En este ciclo de plutonismo se
emplazaron importantes rocas intrusivas como el Batolito de Buga, Sabanalarga y
Antioqueño, el plutón de Buriticá y los Stocks de Irra y Cambumbia (González – Londoño,
1998). Teniendo en cuenta todos los cuerpos que afloran en el flanco occidental de la
Cordillera Central, estos tienen una edad en el rango de 119-70 Ma, siendo más frecuentes
las edades de 100-70 Ma (González – Londoño, 1998).
En el Cenozoico, el magmatismo inició con rocas plutónicas del Paleógeno emplazadas en el
margen occidental de la Cordillera Occidental y están formados por tonalítas, granodioritas,
y cuarzodiortas (Álvarez, 1983). En la Cordillera Central, el plutonismo ocurrió al oeste y
este de la Falla Palestina y al oeste de la Falla de Ibagué e intruyen rocas Paleozoicas (Fig.
3D). En el Mioceno, la actividad volcánica se encuentra relacionada con la orogenia Andina
y la fractura de la Placa Farallones; el resultado de este vulcanismo se localiza en la Cuenca
Cauca-Patía, la Cordillera Occidental y Cordillera Central (Jerez, 2012).
El último episodio plutónico del Oligoceno-Plioceno, ocurrió en el mismo lugar del episodio
volcánico del Mioceno; la mayoría de los cuerpos intrusivos de esta época están formados
por dioritas y cuarzodioritas. En el Plio-Pleistoceno, se dio la última actividad volcánica,
ubicada en la Cordillera Central, al sur de la Cordillera Occidental y en la Cuenca Cauca-
Patía (Jerez, 2012) (Fig. 3E).
8
Figura 2. Mapa donde se muestran los cinco episodios plutónicos mencionados y su distribución en
el Colombia. Tomado y modificado de Aspden et al (1987).
150 km
9
Figura 3. Se muestran los cuerpos ígneos resultantes en cada episodio mencionado en la figura 2. (A) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el Triásico. (B)
Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el Jurásico. (C) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el Cretácico. (D) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en
el Paleógeno. (E) Mapa de los cuerpos ígneos emplazados en el Neógeno. Tomado y modificado de Aspden et al (1987).
B C
D
10
Unidades litológicas de la plancha 261:
Para poder tener una idea más clara sobre la geología presente en la zona la cual se hablará a
lo largo de este proyecto, se mencionarán y explicarán brevemente las estructuras geológicas
en la zona de estudio y las cuales están relacionadas con el Batolito de Buga.
Macizo Ofiolítico de Ginebra (JKoga):
El Macizo Ofiolítico de Ginebra (Fig. 4) es un bloque de rocas ultramáficas y máficas con
una edad aproximada del Cretácico inferior – Jurásico (Ingeominas, 1985) que se encuentra
en flanco occidental de la cordillera central, distribuidas en un sentido N-S. El Macizo limita
al oriente con la falla Guabas-Pradera, donde yace en contacto fallado con la Formación
Amaime; hacia el occidente limita con la falla Palmira-Buga y se encuentra en contacto
fallado con la Formación La Paila del Mioceno Medio - Superior (Ingeominas, 2001; Bedoya,
2009). El macizo está constituido por tres grupos de rocas principales: Anfibolitas, rocas
gabroicas y rocas ultramáficas (Ossa-Meza y Concha-Perdomo, 2007).
Las anfibolitas se presentan al límite sur y suroeste del Macizo, estas rocas muestran una
textura foliada con cristales en forma anhedral y subhedral. Está compuesta
predominantemente por hornblenda y plagioclasa y en menor cantidad por pirrotina y epidota
siendo secundario. En el grupo de rocas gabróicas se encuentran las troctolitas, gabronoritas,
gabros y gabros hornblendicos, todas estas rocas muestran texturas cumulares a granulares
finas. Las troctolitas están compuestas por plagioclasa, olivino, clinopiroxeno y serpentinita
producto de la alteración del olivino. Las gabronoritas están compuestas principalmente por
plagioclasa, clinopiroxeno, olivino y como minerales secundarios están la hornblenda,
epidota, clorita y cuarzo. Los gabros que afloran en la parte norte del Macizo presenten una
textura granular fina a media, intergranular y ofítica; sus minerales principales son
plagioclasa andesina-labradotia, clinopiroxeno, ortopiroxeno, hornblenda y minerales opacos
y en minerales secundarios se encontró actinolita, epidota, hornblenda, cuarzo y clorita. Los
gabros hornbléndicos son los más abundantes hacia las zonas centro y sur del Macizo,
donde la roca es de grano fino a medio y cumulares con direcciones promedio a N30 – 40°E.
La composición mineral está dada principalmente por plagioclasa andesina-labradotia,
clinopiroxeno, ortopiroxeno, hornblenda y pirita asociada con calcopirita (Ossa-Meza y
Concha-Perdomo, 2007).
Además de estas tres unidades principales, hacia la parte central y sur del Macizo se pueden
encontrar tres cuerpos ultramáficos peridotíticos, representados por harzburgitas, lherzolitas
y wehrlitas; así como piroxenitas que agrupan websteritas olivínicas y ortopiroxenitas (Ossa-
Meza y Concha-Perdomo, 2007).
11
Formación Amaime (JKa):
La Formación Amaime (Fig. 4) (McCourt, 1984) se encuentra intruida por el Batolito de
Buga y por esto la datan en el periodo del Cretácico inferior, con una edad aproximada del
Pre-Aptiano (Ossa-Meza y Concha-Perdomo, 2007). La formación aflora a lo largo del flanco
occidental de la Cordillera Central y se extiende a través del Departamento del Valle del
Cauca con un largo de aproximadamente 140 km y con un ancho que varía entre 5 km a 15
km; alcanza a cubrir los municipios de Florida, Pradera, Palmira, El Cerrito, Ginebra, Buga,
Tuluá, Sevilla y Caicedonia. La Formación Amaime limita al oriente con la falla principal
del sistema de fallas Cauca-Almaguer y al occidente con la falla Guabas-Pradera
(Ingeominas, 2001).
La formación está constituida de vulcanitas básicas, más específicamente por una serie de
basaltos toleíticos masivos con varios horizontes de lavas en almohadilla, localmente se han
reportado lavas ultramáficas (Bedoya, 2009) y algunas intercalaciones de sedimentos de
origen marino profundo (Ingeominas, 2001).
Formación La Paila (TMp):
La Formación La Paila (Fig. 4) (Van Der Hammen, 1958), es una unidad que data una edad
aproximada del Mioceno Inferior, con una extensión de 120 km a 130 km en dirección NE y
con un ancho que varía entre 5 km a 25 km a lo largo de la subcuenca del Cauca (Echeverri,
2009). Según Van Der Hammen (1958) esta unidad es un cúmulo de rocas de procesos
sedimentario volcánicos, cuya constitución principal son intercalaciones de conglomerados
y tobas dacíticas (Bedoya, 2009).
Esta formación fue dividida por Nelson (1957) el cual dispuso de una unidad inferior de
aproximadamente 200 m de tobas dacíticas de color gris claro; los piroclastos provienen de
erupciones en la Cordillera Central (Nelson, 1957).
La parte de las tobas dacíticas se puede observar en estratos tabulares macizos, gruesos a
muy gruesos de colores claros. Se encuentran intercalados con conglomerados, tobas
dacíticas y areniscas de grano grueso a medio y de colores claros, las cuales están compuestas
por hornblenda, biotita, magnetita y plagioclasa. Estas rocas se ven en capas de un espesor
medio con estratificación cruzada y gradación. En menor cantidad se pueden ver lodolitas
arenosas de color amarillo ocre en capas gruesas a muy gruesas con estratificación plana,
paralela y continua (Echeverri, 2009).
La unidad superior consiste de depósitos fluviales de conglomerados, arenitas de grano fino
y arcillolitas de grano medio que muestran una clara estratificación cruzada, el espesor varía
entre 400 m a 600 m y está presente en capas de espesor grueso a muy grueso con
estratificación plana, no paralela y continua (Bedoya, 2009 & Nelson 1957). Los cantos del
depósito son principalmente diabasa, chert, rocas metamórficas, andesita y cuarzo (Nelson,
1957).
12
Geología estructural:
La zona en la cual se encuentra emplazado el Batolito de Buga se encuentra afectado por
varias fallas que dictaminan y guían su comportamiento. Las fallas que afectan directamente
al batolito y su comportamiento son mencionadas a continuación junto con sus
características.
Sistema de falla Palmira-Buga:
La falla Palmira-Buga (Fig. 4) fue descrita como una falla inversa de vergencia oeste, con
una dirección aproximada de N15° 28E, esta marca el límite occidental del Macizo Ofiolítico
de Ginebra y lo pone en contacto con la Formación La Paila. El movimiento de esta falla se
pone en evidencia por la presencia de texturas de cataclasitas (Bedoya, 2009).
Sistema de falla Guabas-Pradera:
La falla Guabas-Pradera (Fig. 4) de una longitud aproximada de 800 km, ha sido descrita por
algunos autores como una estructura de cabalgamiento con vergencia al oeste que trae altos
del basamento en el bloque colgante; otros autores, determinan que esta tiene vergencia al
este en su límite occidental (Echeverri, 2009). Al oriente del Macizo Ofiolítico de Ginebra
esta falla lo pone en contacto con la Formación Amaime y al oriente del batolito lo pone en
contacto con la Formación Amaime (Bedoya, 2009).
13
Figura 4. Mapa donde se muestran las unidades litológicas y unidades geológicas principales cercanas al área de estudio. Modificado de plancha 261
Ingeominas (1985).
14
Marco conceptual.
Los batolitos, al igual que todos los demás cuerpos ígneos, se forman por al ascenso de
magma a niveles someros de la corteza terrestre; este magma ascendente puede asimilar e
incorporar la roca de caja o fracturarla al intruirla. Existen dos grandes tipos de rocas ígneas:
las volcánicas o extrusivas se forman cuando el magma llega hasta la superficie terrestre, por
lo que su tiempo de enfriamiento es muy corto, generando, en algunos casos, que los cristales
no alcancen a formarse y la roca este constituida por vidrio volcánico; en otros casos, cuando
el enfriamiento cuenta con un poco más de tiempo, los cristales alcanzan a formarse pero no
cuentan con el tiempo suficiente para crecer, razón por la cual no se pueden observar a simple
vista. El segundo tipo de rocas ígneas comprende las intrusivas o plutónicas, y a diferencia
de las rocas extrusivas, se originan cuando el magma queda emplazado al interior de la
corteza terrestre a varios kilómetros de profundidad; por lo tanto, el tiempo de enfriamiento
y cristalización es mucho mayor que las volcánicas, permitiendo que los cristales formados
tengan un mayor tamaño. Por esta razón, este segundo tipo de rocas ígneas, cuenta con una
textura holocristalina, fanerítica, constituida casi en su totalidad por cristales dispuestos de
forma aleatoria (Vallejo Velásquez, 2014).
Basándonos en las características antes mencionada de los tipos de rocas ígneas, los cuerpos
ígneos plutónicos recibirán diferente nombre dependiendo de la orientación y tamaño en el
cual fueron emplazados (Fig. 5). De forma general se pueden dividir en dos grupos: los
laminares o tabulares y los globosos o masivos. Entre los laminares se encuentran los
lapolitos, facolitos, lopolitos, sills y diques, los cuales se generan cerca de la superficie, con
un desarrollo tanto vertical como horizontal, pero con límite superior e inferior conocido.
Entre los masivos encontramos los plutones, stocks y batolitos, los cuales se diferencian con
tamaño de área que cubren en superficie, ya que no es posible conocer el límite inferior de
estos cuerpos (ACANVOL, 2014).
Los cuerpos hipoabisales son de un volumen pequeño y surgen cuando el magma en ascenso,
que provienen generalmente de la cámara magmática principal, se emplaza en profundidades
intermedias, no tan grandes como los batolitos, pero tampoco en la superficie. Estas rocas
suelen tener una textura inequigranular, cristales de tamaño macrocristalino fino y una textura
porfídica; además, estos cuerpos se caracterizan por tener una velocidad de enfriamiento
mediana, contenidos altos de volátiles, una fase acuosa, contacto con aguas subterráneas y
una relación con depósitos minerales. Como se puede ver en la figura 4, algunos nombres de
estos cuerpos hipoabisales son lacolito, lapolito, stock, sill o dique.
El lugar de emplazamiento de los cuerpos ígneos es algo muy importante, ya que esto
determinará más adelante características tanto texturales como estructurales del plutón. Lo
que determina que se genere uno u otro plutón es el ambiente en el cual se genera el ascenso
del magma. Cuando el ascenso del magma es poco y se emplaza a grandes profundidades es
por un ambiente dúctil de la corteza, temperaturas mayores a 450 °C y los plutones formados
suelen ser sintectónicos (ACANVOL, 2014). En profundidades intermedias, donde la corteza
se encuentra en temperaturas entre 300 – 500°C, ésta se encuentra en el límite entre el
15
comportamiento dúctil – frágil, lo que ayuda a que se acumule mayor cantidad de material y
así poder generar cuerpos de mayor tamaño. Por último, en zonas más someras, la corteza
tiene una temperatura menor a 300 °C y su comportamiento es frágil, en este punto los
plutónes suelen ser de un tamaño pequeño a mediano y con tendencia a ser tabulares como
los lacolitos, diques y sills.
Figura 5. Diagrama de bloque mostrando diversos tipos de estructuras ígneas intrusivas. Fuente:
Fundamentos de Geología-Wicander y Moroe. Capítulo 4, pág. 80.
Emplazamiento y composición de los Batolitos:
Los batolitos suelen ser cuerpos con áreas de exposición mayor a los 100 km2 y con una
constitución homogénea granítica, granodiorítica o cuarzodiorítica (Vallejo Velásquez,
2014). Estos cuerpos ígneos provienen comúnmente de un magma félsico, el cual es rico en
SiO2 y por esta razón es mucho más viscoso que otros magmas; por eso su proceso de ascenso
es mucho más demorado respecto al emplazamiento de magmas máficos.
Aunque la forma en que este material se abre paso al ascender aún se discute (Monroe et al.,
2008), se tienen dos posibles modos de ascenso. El primero plantea que el magma en ascenso
deforma y empuja la roca de caja y parte de esta va re llenando el espacio dejado por el
magma (Fig. 6) (Monroe et al., 2008). El otro mecanismo no genera ningún espacio nuevo
para el emplazamiento y ocurre probablemente a mayores profundidades de la corteza
16
terrestre, en donde el batolito muestra evidencias de haber sido emplazado a la fuerza
deformado la roca de caja (Fig. 7) (Monroe et al., 2008). Dado que esto ocurre a mayores
profundidades, los altos niveles de temperatura y presión permiten que la roca de caja se
deforme. En este proceso el magma va subiendo por presión por medio de las fracturas y
planos que se encuentran en la roca de caja. A medida que el material asciende, la roca de
caja se fractura y se deposita en el magma (Monroe, Wicander & Pozo Rodriguez, 2008).
Figura 6. Intrusión de un plutón por inyección enérgica. Fuente: Geología: Dinámica y evolución de
la tierra-Monroe, Wicander y Pozo. Capítulo 4, pág. 115.
(a) (b)
Figura 7. Modelo de emplazamiento por medio de asimilación y ascenso magmático. (a) El magma
de intruye entre las fracturas y planos entre las capas de la roca de caja. (b) Bloques de la roca de caja
se fracturan y caen dentro del magma, favoreciendo en ascenso de este. Fuente: Geología: Dinámica
y evolución de la tierra-Monroe, Wicander y Pozo. Capítulo 4, pág. 115.
17
Tipos de batolitos:
Puesto que los batolitos suelen ser de constitución homogénea, la abundancia de una litología
está marcada por el ambiente geodinámico al cual está ligado el ascenso del magma que
formó el batolito. Por esta razón se distinguen cuatro tipos de batolitos de acuerdo con el
ambiente tectónico en que se forman:
1. Batolito de zona de subducción:
En este ambiente, la actividad magmática suele ser bastante prolongada en el tiempo;
por esta razón suelen ser de gran tamaño y tener una forma alargada. Suelen estar
compuestos por dioritas y tonalitas. Estas intrusiones ígneas suelen aflorar en
contacto con litologías volcánicas (INSUGEO, 2017). Debido a la larga y continua
actividad tectónica, el continuo reciclaje de material suele hacer difícil la correcta
datación de estos cuerpos, ya que muchas veces podemos estar datando la edad del
metamorfismo (Gonzalez – Londoño, 1998).
2. Batolitos asociados a colisión:
En el caso en que colisionan dos placas continentales es frecuente encontrar batolitos
que se pudieron haber formado durante el momento de la colisión o después de esta,
produciendo cuerpos ígneos con diferentes características:
Sincolisionales:
En este tipo de colisiones se genera la fusión de rocas metasedimentarias pelíticas;
por esta razón, los batolitos que resultan de esta actividad están compuestos por
leucogranitos peraluminosos (INSUGEO, 2017).
Postcolisionales:
Los procesos que se dan después de una colisión continental, ayudan a la creación en
grandes cantidades de material fundido proveniente de la corteza continental y genera
que el batolito se componga principalmente de granitos y granodioritas (INSUGEO,
2017).
3. Batolitos anorogénicos:
Este tipo de batolitos se suele dar en zonas con procesos extensionales con una forma
circular y con un tamaño menor comparado con los batolitos de origen por colisión o
por subducción. Dada su baja viscosidad favorece que su emplazamiento se dé a
profundidades someras y ayude al desarrollo de calderas o diques cónicos.
Por su baja viscosidad se entiende que el magma en ascenso este empobrecido en
SiO2 y por lo tanto el batolito resultante tendrá una composición alcalina
(INSUGEO, 2017).
18
Metodología.
Para la realización de este proyecto de grado, se contó inicialmente con las muestras
proveídas por los directores de este proyecto, en colaboración con el Servicio Geológico
Colombiano (SGC) y las cuales fueron recogidas en tres puntos cercanos al batolito de Buga
y los diques que lo cortan como se puede ver en la tabla 1 y en la figura 1. Dentro de las
muestras obtenidas podemos encontrar rocas andesíticas, granodioritas, leucogranitos y
anfibolitas, pertenecientes tanto de los diques como del cuerpo intrusivo. Para iniciar, se hizo
una búsqueda en la bibliografía existente del tema y así poder tener una idea inicial del
contexto geológico de la zona y del cuerpo en estudio.
De las muestras de mano antes mencionadas, a trece se les realizó sección delgada para llevar
a cabo un análisis sobre su cristalinidad, granularidad, textura y asociaciones minerales con
ayuda de (Castro Dorado, 2015). Posterior a esto, a las láminas delgadas CW-16-14B y CW-
16-15D, las cuales corresponden a un granito y anfibolita respectivamente, se les realizó el
proceso de delgado pulido para poder ser usadas en el microscopio electrónico de barrido
(SEM) de la Universidad de Los Andes, y así precisar el estudio petrográfico, caracterizando
los minerales presentes en cada muestra y su relación textural.
Por último, junto con los análisis de los resultados de los diversos estudios realizados a las
muestras recogidas y la bibliografía revisada, se realizó una discusión final para cumplir con
los objetivos planteados inicialmente.
19
Tabla 1. Se relaciona el código de cada muestra con las coordenadas del lugar en el cual se
obtuvieron y los procedimientos que se le realizaron.
Coordenadas Numero muestra Estudios realizados
Geográficas:
04° 00' 27.9'' N
076°09'10.5'' O
CW-16-13A Lámina delgada.
CW-16-13B Lámina delgada.
CW-16-13C Lámina delgada.
CW-16-13D Lámina delgada.
CW-16-13E Lámina delgada.
Planas:
103198
933878
h=1175 m
CW-16-14A Lámina delgada.
CW-16-14B Lámina delgada, delgado pulido (SEM).
CW-16-14C Lámina delgada.
Geográficas:
04° 00' 27.3'' N
076° 09' 10.7'' O
Planas:
104426
931816
h=1246 m
CW-16-15A Lámina delgada.
CW-16-15B Lámina delgada.
CW-16-15C Lámina delgada
CW-16-15D Lámina delgada, delgado pulido (SEM).
CW-16-15E Lámina delgada.
20
Resultados
Contexto de campo:
Al llegar a la cuenca de Río Tuluá afloran granodioritas de grano medio grueso, pertenecientes al
batolito. En la zona se logran observar diques máficos que cortan al batolito con rumbo de E-W casi
vertical 80° - 90°. Estos diques tienen un ancho aproximado de 40 cm y no presenta borde de reacción
(Fig. 8). A lo largo del campo se encontraron afloramientos de granodiorita (Fig. 9) de un color claro
con una presencia porcentual de entre 10 y 15 de minerales negros con respecto a los claros.
Se siguió el recorrido y se encontraron fragmentos de anfibolitas de forma de xenolitos/enclaves
dentro de la granodiorita (Fig. 10). Se logra apreciar un boudin de anfibolita dentro del leucogranito.
Más adelante se encontró el afloramiento de la anfibolita el cual se encuentra cortado por una serie
de diques (Fig. 11).
Figura 8. Foto de campo en donde se muestra el dique cortando el batolito con el martillo como escala.
21
Figura 9. Foto de campo en donde se muestra una granodiorita con el esfero de escala.
Figura 10. Foto en donde se observa el leucogranito con algunos fragmentos de anfibolita, se usa en
martillo como escala.
Xenolitos
22
Figura 11. Imagen en donde se muestra el afloramiento de anfibolita y los diques que lo cortan. (A)
Foto grande con el afloramiento y con la profesora Natalia Pardo de escala. (B) acercamiento a la
anfibolita con el martillo como escala.
Descripción lámina delgada:
Muestra: 16-13A.
Tipo de roca: Dolerita/Diabasa
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de un dique máfico de dolerita (Fig. 8), que
intruye el batolito de manera casi vertical. En la lámina se ve una textura holocristalina; la
muestra tiene una textura afanítica a levemente porfirítica. Se ven escasos fenocristales (5%)
con una forma hexagonal subhedral en una matriz holocristalina (Fig. 12).
A lo largo de la lámina se ven en su mayoría microfenocristales de plagioclasa o albita con
un hábito tabular en una textura dolerítica (Fig. 12). En una cantidad similar comparada con
la abundancia de la albita, se encuentran microfenocristales y algunos fenocristales de
piroxenos (Fig. 12), reconocidos por sus colores de interferencia de segundo orden; en los
fenocristales de piroxeno se puede identificar una alteración del cristal a clorita posiblemente.
Se pueden distinguir muy pocos microfenocriatales de cuarzo con una extinción ondulante.
De acuerdo con el análisis petrográfico, la roca puede clasificarse como dolerita. Sin
embargo, ello deberá corroborarse con los análisis químicos, dada la textura afanítica a
hipohialina predominante.
23
Figura 12. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (13A) correspondiente a
una diabasa; se ven fenocristales de piroxeno (Px). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles
paralelos.
Muestra: 16-13B
Tipo de roca: Dolerita/Diabasa
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de un dique máfico de dolerita (Fig. 8), que
intruye el batolito de manera casi vertical. En la lámina se ve una textura holocristalina (Fig.
13); la muestra tiene una textura afanítica a levemente porfirítica. Se ven escasos
fenocristales alterados en una matriz microcristalina (Fig. 13).
A lo largo de la lámina se ven en su mayoría microfenocristales de plagioclasa o albita con
un hábito tabular en una textura ofítica. En una cantidad similar comparada con la abundancia
de la albita, se encuentran microfenocristales de piroxenos, reconocidos por sus colores de
interferencia de segundo orden; en los fenocristales de piroxeno se puede identificar una
alteración del cristal a clorita posiblemente. Se pueden distinguir muy pocos
microfenocriatales de cuarzo con una extinción ondulante.
De acuerdo con el análisis petrográfico, la roca puede clasificarse como dolerita. Sin
embargo, ello deberá corroborarse con los análisis químicos, dada la textura afanítica a
hipohialina predominante.
24
Figura 13. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (13B) correspondiente a
una diabasa; se ven fenocristales de piroxeno (Px). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles
paralelos.
Muestra: 16-13C.
Tipo de roca: Granodiorita.
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de una granodiorita (Fig. 9). Una roca ígnea
de tipo plutónico o intrusivo intermedio. En la lámina se logra identificar una textura
holocristalina, fanerítica y un tamaño equigranular de los cristales (Fig. 14), en cuanto a la
forma de los fenocristales individuales se les ve una forma anhedral a pesar de que algunos
fenocristales de plagioclasa y ortoclasa muestran una forma tabular. La roca está conformada
principalmente por cristales de plagioclasa, cuarzo, ortoclasa (feldespato de potasio) y
algunos cristales de biotita siendo el único mineral máfico.
En los fenocristales de plagioclasa se puede evidenciar un hábito tabular y la presencia de
maclas polisintéticas típicas de este mineral (Fig. 14). De igual manera se ve una clara
alteración hidrotermal que conlleva a una textura de sericitización de los fenocristales de
plagioclasa (Fig. 14). Los fenocristales de cuarzo son distinguibles por su extinción ondulante
y se pueden ver los bordes en desequilibrio, producto posiblemente de la alteración
hidrotermal. Los fenocristales de ortoclasa, aunque están en menor proporción, tienden a
presentar un hábito tabular y la macla de Carlsbad.
Como se mencionó anteriormente, en los fenocristales de plagioclasa se ve la textura de
sericitización producto de la alteración hidrotermal; esta alteración transforma la plagioclasa
y los feldespatos de potasio en sericita y cuarzo secundario.
Para poder reafirmar la clasificación de la roca se hizo un conteo de la abundancia modal de
las especies minerales principales. En el conteo se siguieron las recomendaciones dadas por
la IUGS y se usó el diagrama QAPF (Fig. 7) ya que se trata de una roca ígnea. En el conteo
(Tabla 2) se encontró 36,00% de cuarzo (Qz), 9,67% de ortoclasa (Or), 48,00% de plagioclasa
(Pl) y 6,33% de biotita (Bt); puesto que solo necesitamos la cantidad modal de Qz, Or y Pl,
Px Px
25
se recalculó la abundancia modal y se obtuvo los siguientes porcentajes que fueron usados
en el diagrama QAPF. Qz: 38,43%, Or: 10,32% y Pl: 51,25%.
Tabla 2. Tabla donde se muestra el conteo realizado a 300 cristales a lo largo de la lámina delgada
16-13C y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para cada mineral.
Mineral Conteo Abundancia modal
(%)
Abundancia modal
recalculada (%)
Cuarzo 108 36,00 38,43
Ortoclasa 29 9,67 10,32
Plagioclasa 144 48,00 51,25
Biotita 19 6,33 -
Total 300 100
Figura 14. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (13C) correspondiente a
una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) con sericitización, cuarzo (Qz) y ortoclasa
(Or) y microfenocristales de biotita (Bt). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.
Muestra: 16-13D.
Tipo de roca: Granodiorita.
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de una granodiorita (Fig. 9). Una roca ígnea
de tipo plutónico o intrusivo intermedio. En la lámina se logra identificar una textura
holocristalina, fanerítica y un tamaño inequigranular de los cristales (Fig. 15), en cuanto a la
forma de los cristales individuales, se les ve una forma anhedral a pesar de que algunos
cristales de plagioclasa muestran una forma tabular. La roca está conformada principalmente
por cristales de plagioclasa, cuarzo, ortoclasa (feldespato de potasio), algunos cristales de
biotita siendo el único mineral máfico y varios cristales de anfíbol.
Or Or
Bt Bt
26
En los fenocristales de plagioclasa se puede evidenciar un hábito tabular y la presencia de
maclas polisintéticas típicas de este mineral (Fig. 15). De igual manera se ve una clara
alteración hidrotermal que conlleva a una textura de sericitización de los fenocristales de
plagioclasa y al interior de varios de ellos también se ve zonación (Fig. 15). Los fenocristales
de cuarzo son distinguibles por su extinción ondulante y se pueden ver algunos bordes en
desequilibrio, producto posiblemente de la alteración hidrotermal (Fig. 15). Los
microfenocristales de ortoclasa, aunque están en menor proporción, tienden a presentar un
hábito tabular y la macla de Carlsbad. Los microfenocristales de biotita presentan un color
de interferencia alto y están presentes también en una menor cantidad. Los fenocristales de
anfíbol están en una menor proporción, los bordes parecen estar en desequilibrio y son
reconocibles por su pleocroísmo.
Como se mencionó anteriormente, en los fenocristales de plagioclasa se ve la textura de
sericitización producto de la alteración hidrotermal; esta alteración transforma la plagioclasa
y los feldespatos de potasio en sericita y cuarzo secundario. Además, en algunas plagioclasas
se distinguen zonaciones, las cuales se dan del centro al borde del grano debido a variaciones
composicionales dentro de la plagioclasa, las cuales se notan en los cambios en el color de
interferencia.
Para poder reafirmar la clasificación de la roca se hizo un conteo de la abundancia modal de
las especies minerales principales. En el conteo se siguieron las recomendaciones dadas por
la IUGS y se usó el diagrama QAPF (Fig. 7) ya que se trata de una roca ígnea. En el conteo
(Tabla 3) se encontró 23,67% de cuarzo (Qz), 9,67% de ortoclasa (Or), 51,00% de plagioclasa
(Pl), 10,00% de biotita (Bt) y 5,67% de otros minerales secundarios; puesto que solo
necesitamos la cantidad modal de los cristales de Qz, Or y Pl, se recalculó la abundancia
modal y se obtuvo los siguientes porcentajes que fueron usados en el diagrama QAPF. Qz:
28,06%, Or: 11,46% y Pl: 60,47%.
Tabla 3. Tabla donde se muestra el conteo realizado a 300 cristales a lo largo de la lámina delgada
16-13D y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para cada mineral.
Mineral Conteo Abundancia modal
(%)
Abundancia modal
recalculada (%)
Cuarzo 71 23,67 28,06
Ortoclasa 29 9,67 11,46
Plagioclasa 153 51 60,47
Biotita 30 10 -
Otros 17 5,67 -
Total 300 100
27
Figura 15. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (13D) correspondiente a
una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) con sericitización y zonaciones y cuarzo
(Qz) y los microfenocristales de ortoclasa (Or). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles
paralelos.
Muestra: 16-13E.
Tipo de roca: Leucogranito/sienogranito.
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de un leucogranito. Una roca ígnea de tipo
plutónico o intrusivo ácido. En la lámina se logra identificar una textura holocristalina,
fanerítica y un tamaño inequigranular de los cristales (Fig. 16), en cuanto a la forma de los
cristales individuales, se les ve una forma anhedral. La roca está conformada principalmente
por cristales de plagioclasa, cuarzo, ortoclasa (feldespato de potasio) y algunos cristales de
biotita siendo el único mineral máfico.
Los fenocristales de ortoclasa, aunque están en menor proporción, tienden a presentar un
hábito tabular y la macla de Carlsbad (Fig. 16). Los fenocristales de cuarzo son distinguibles
por su extinción ondulante y se pueden ver algunos bordes en desequilibrio, producto
posiblemente de la alteración hidrotermal en contacto con este están los fenocristales de
plagioclasa, en estos se puede evidenciar un hábito tabular y la presencia de maclas
polisintéticas típicas de este mineral (Fig. 16). De igual manera se ve una clara alteración
hidrotermal que conlleva a una textura de sericitización de los fenocristales de plagioclasa
(Fig. 16). Además, se encuentra junto con el cuarzo en una textura de intercrecimiento
mirmequítica (Fig. 16). Los microfenocristales de biotita presentan un color de interferencia
alto y están presentes también en una menor cantidad.
Como se mencionó anteriormente, en los fenocristales de plagioclasa se ve la textura de
sericitización producto de la alteración hidrotermal; esta alteración transforma la plagioclasa
y los feldespatos de potasio en sericita y cuarzo secundario. Además, se puede identificar
fácilmente y a lo largo de toda la lámina una textura de intercrecimiento de tipo mirmequítica,
la cual consiste en el intercrecimiento entre el cuarzo y la plagioclasa, esta textura se suele
28
dar en zonas donde la plagioclasa está en contacto con la ortoclasa y el cuarzo suele aparecer
en forma de gusano dentro del feldespato.
Para poder reafirmar la clasificación de la roca se hizo un conteo de la abundancia modal de
las especies minerales principales. En el conteo se siguieron las recomendaciones dadas por
la IUGS y se usó el diagrama QAPF (Fig. 7) ya que se trata de una roca ígnea. En el conteo
(Tabla 4) se encontró 29,67% de cuarzo (Qz), 42,67% de ortoclasa (Or), 20,00% de
plagioclasa (Pl) y 7,67% de biotita (Bt), puesto que solo necesitamos la cantidad modal de
los cristales de Qz, Or y Pl, se recalculó la abundancia modal y se obtuvo los siguientes
porcentajes que fueron usados en el diagrama QAPF. Qz: 32,13%, Or: 46,21% y Pl: 21,66%.
Tabla 4. Tabla donde se muestra el conteo realizado a 300 cristales a lo largo de la lámina delgada
16-13E y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para cada mineral.
Mineral Conteo Abundancia modal
(%)
Abundancia modal
recalculada (%)
Cuarzo 89 29,67 32,13
Ortoclasa 128 42,67 46,21
Plagioclasa 60 20,00 21,66
Biotita 23 7,67 -
Total 300 100
Figura 16. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (13E) correspondiente a
un leucogranito; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) con sericitización, fenocristales de cuarzo
(Qz) y ortoclasa (Or) junto a microfenocristales de biotita (Bt) y la textura mirmequítica. (A) Foto en
nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.
29
Muestra: 16-14A.
Tipo de roca: Dolerita/Diabasa
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de un dique máfico de dolerita más delgado
en comparación con los anteriores. En la lámina se ve una textura holocristalina; la muestra
tiene una textura afanítica a levemente porfirítica. Se ven escasos fenocristales alterados en
una matriz holocristalina (Fig. 17).
A lo largo de la lámina se ven en su mayoría microfenocristales de plagioclasa o albita con
un hábito tabular en una textura ofítica (Fig. 17). En una cantidad similar comparada con la
abundancia de la albita, se encuentran fenocristales de piroxenos, reconocidos por sus colores
de interferencia de segundo orden; en los fenocristales de piroxeno se puede identificar una
alteración del cristal a clorita posiblemente. Se pueden distinguir muy pocos
microfenocriatales de cuarzo con una extinción ondulante.
De acuerdo con el análisis petrográfico, la roca puede clasificarse como dolerita. Sin
embargo, ello deberá corroborarse con los análisis químicos, dada la textura afanítica a
hipohialina predominante.
Figura 17. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (14A) correspondiente a
una dolerita; se ven microfenocristales de albita (Ab), fenocristales de piroxeno (Px). (A) Foto en
nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.
Muestra: 16-14B.
Tipo de roca: Granodiorita.
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de una granodiorita (Fig. 9). Una roca ígnea
de tipo plutónico o intrusivo intermedio. En la lámina se logra identificar una textura
holocristalina, fanerítica y un tamaño inequigranular de los cristales (Fig. 18), en cuanto a la
forma de los cristales individuales, se le ve una forma anhedral aunque en algunos cristales
30
de plagioclasa se evidencian una forma tabular. La roca está conformada principalmente por
cristales de plagioclasa, cuarzo, ortoclasa (feldespato de potasio), algunos cristales de biotita
siendo el único mineral máfico y unos pocos cristales de anfíbol.
En los fenocristales de plagioclasa se puede evidenciar un hábito tabular y la presencia de
maclas polisintéticas típicas de este mineral. De igual manera se ve una clara alteración
hidrotermal que conlleva a una textura de sericitización (Fig. 18) de estos cristales y al
interior de varios de ellos también se ve zonación (Fig. 18). Los fenocristales de cuarzo son
distinguibles por su extinción ondulante y se pueden ver algunos bordes en desequilibrio,
producto posiblemente de la alteración hidrotermal. Los fenocristales de ortoclasa, aunque
están en menor proporción, tienden a presentar un hábito tabular y la macla de Carlsbad. Los
microfenocristales de anfíbol están en una menor proporción, los bordes parecen estar en
desequilibrio y son reconocibles por su pleocroísmo. Los microfenocristales de biotita
presentan un color de interferencia alto y están presentes también en una menor cantidad.
Como se mencionó anteriormente, en los fenocristales de plagioclasa se ve la textura de
sericitización producto de la alteración hidrotermal; esta alteración transforma la plagioclasa
y los feldespatos de potasio en sericita y cuarzo secundario. Además, en algunas plagioclasas
se distinguen zonaciones, las cuales se dan del centro al borde del grano debido a variaciones
composicionales dentro de la plagioclasa, las cuales se notan en los cambios en el color de
interferencia.
Para poder reafirmar la clasificación de la roca se hizo un conteo de la abundancia modal de
las especies minerales principales. En el conteo se siguieron las recomendaciones dadas por
la IUGS y se usó el diagrama QAPF (Fig. 7) ya que se trata de una roca ígnea. En el conteo
(Tabla 5) se encontró 32,59% de cuarzo (Qz), 9,81% de ortoclasa (Or), 52,22% de plagioclasa
(Pl) y 5,38% de biotita (Bt), puesto que solo necesitamos la cantidad modal de los cristales
de Qz, Or y Pl, se recalculó la abundancia modal y se obtuvo los siguientes porcentajes que
fueron usados en el diagrama QAPF. Qz: 34,45%, Or: 10,37% y Pl: 55,18%.
Tabla 5. Tabla donde se muestra el conteo realizado a 300 cristales a lo largo de la lámina delgada
16-14B y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para cada mineral.
Mineral Conteo Abundancia modal
(%)
Abundancia modal
recalculada (%)
Cuarzo 103 32,59 34,45
Ortoclasa 31 9,81 10,37
Plagioclasa 165 52,22 55,18
Biotita 17 5,38 -
Total 300 100
31
Figura 18. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (14B) correspondiente a
una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl) y cuarzo (Qz) y microfenocristales de biotita
(Bt). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.
Muestra: 16-14C.
Tipo de roca: Granodiorita.
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de una granodiorita. Una roca ígnea de tipo
plutónico o intrusivo intermedio. En la lámina se logra identificar una textura holocristalina,
fanerítica y un tamaño inequigranular de los cristales, en cuanto a la forma de los cristales
individuales, se le ve una forma anhedral (Fig. 19). La roca está conformada principalmente
por cristales de plagioclasa, cuarzo, ortoclasa (feldespato de potasio) y algunos cristales de
biotita siendo el único mineral máfico, al recorrer la lámina también se ven unos pocos
cristales de lo que parece ser epidota y óxidos.
En los fenocristales de plagioclasa se puede evidenciar un hábito tabular y la presencia de
maclas polisintéticas típicas de este mineral. De igual manera se ve una clara alteración
hidrotermal que conlleva a una textura de sericitización (Fig. 19) de los fenocristales de
plagioclasa, de igual manera se encuentran en una textura de intercrecimiento mirmequítica
(Fig. 19) con los fenocristales de cuarzo los cuales son distinguibles por su extinción
ondulante y se pueden ver algunos bordes en desequilibrio, producto posiblemente de la
alteración hidrotermal (Fig. 19). Los fenocristales de ortoclasa, aunque están en menor
proporción, tienden a presentar un hábito tabular y la macla de Carlsbad. Los
microfenocristales de biotita presentan un color de interferencia alto y están presentes en una
menor cantidad.
Como se mencionó anteriormente, en los fenocristales de plagioclasa se ve la textura de
sericitización producto de la alteración hidrotermal; esta alteración transforma la plagioclasa
y los feldespatos de potasio en sericita y cuarzo secundario. A diferencia de otras
granodioritas, en esta lámina no se evidenciaron plagioclasas con zonaciones, sin embargo,
se puede identificar en algunas secciones de la lámina una textura de intercrecimiento de tipo
mirmequítica, la cual consiste en el intercrecimiento entre el cuarzo y la plagioclasa, esta
32
textura se suele dar en zonas donde la plagioclasa está en contacto con la ortoclasa y el cuarzo
suele aparecer en forma de gusano dentro del feldespato.
Para poder reafirmar la clasificación de la roca se hizo un conteo de la abundancia modal de
las especies minerales principales. En el conteo se siguieron las recomendaciones dadas por
la IUGS y se usó el diagrama QAPF (Fig. 7) ya que se trata de una roca ígnea. En el conteo
(Tabla 6) se encontró 31,33% de cuarzo (Qz), 12,67% de ortoclasa (Or), 49,33% de
plagioclasa (Pl) y 6,67% de biotita (Bt), puesto que solo necesitamos la cantidad modal de
los cristales de Qz, Or y Pl, se recalculo la abundancia modal y se obtuvieron los siguientes
porcentajes que fueron usados en el diagrama QAPF. Qz: 33,57%, Or: 13,57% y Pl: 52,86%.
Tabla 6. Tabla donde se muestra el conteo realizado a 300 cristales a lo largo de la lámina delgada
16-14C y los correspondientes porcentajes modales y modales recalculados para cada mineral.
Mineral Conteo Abundancia modal
(%)
Abundancia modal
recalculada (%)
Cuarzo 94 31,33 33,57
Ortoclasa 38 12,67 13,57
Plagioclasa 148 49,33 52,86
Biotita 20 6,67 -
Total 300 100
Figura 19. Imagen en donde se muestran una sección de la lámina delgada (14C) correspondiente a
una granodiorita; se ven fenocristales de plagioclasa (Pl), microfenocristales de cuarzo (Qz) y biotita
(Bt). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.
33
Muestra: 16-15A.
Tipo de roca: Anfibolita.
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de una anfibolita (Fig. 11). Esta es una roca
metamórfica cuyo protolito suele ser una roca ígnea básica o máfica. La muestra cuenta con
una textura holocristalina y cristales con un tamaño afanítico con una distribución
inequigranular, en cuanto a la forma de los cristales individuales se ve una textura anhedral
(Fig. 20).
En la muestra (Fig. 20) se pudieron observar microcristales de anfíbol, más específicamente
de Hornblenda, también se vieron microcristales de plagioclasa en un gran porcentaje,
fenocritales de granate y microcristales de cuarzo.
Los microcristales de anfíbol se pueden evidenciar por el alto color de interferencia, tienen
una forma anhedral y forma elongada. Alrededor de los fenocristales de granate, se evidencia
una textura de corona conformada por pequeños cristales de cuarzo. En los microcristales de
plagioclasa muestran las maclas polisintéticas comunes en ella y además se pueden
evidenciar texturas de sericitización y zonación. A lo largo de la muestra no se evidencia una
orientación de los cristales ya que están dispuestos de forma masiva y generan una textura
granoblástica, la ausencia de esta foliación puede ser porque su metamorfismo es térmico y
no dinamotérmico, es decir que es formado por la aureola de contacto dada por la intrusión
del plutón y el protolito de la roca de caja.
Teniendo en cuenta las facies metamórficas propuestas por Eskola (1915), la asociación de
plagioclasa y hornblenda indica facies de anfibolita hornblendica, la cual se caracteriza por
ser de presión intermedia; de igual manera, esta facies metamórfica se puede relacionar,
según Winkler (1979), con un grado de metamorfismo medio de aproximadamente 450 a 650
°C. Siendo de esta forma un metamorfismo de grado medio.
Figura 20. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15A) correspondiente a
una anfibolita; se ven fenocristales de granate (Grt) y plagioclasa y microfenocristales de anfíbol
(Amp). (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.
Amp Amp
34
Muestra: 16-15B.
Tipo de roca: Anfibolita.
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de una anfibolita (Fig. 11). Esta es una roca
metamórfica cuyo protolito suele ser una roca ígnea básica o máfica. La muestra cuenta con
una textura holocristalina y cristales de tamaño afanítico con una distribución inequigranular,
en cuanto a la forma de los cristales individuales se ve una textura anhedral (Fig. 21).
En la muestra se pudieron observar cristales de anfíbol, más específicamente de Hornblenda,
con un tamaño aproximado de 500 μm (Fig. 21), de forma anhedral y con una textura
alongada, también se observaron microcristales de plagioclasa (Fig. 21). En los fenocristales
de plagioclasa muestran las maclas comunes en ella y en algunas se logra identificar
sericitización. A lo largo de la muestra no se evidencia una orientación de los cristales ya que
están dispuestos de forma masiva y generan una textura granoblástica (Fig. 21), ya que
algunos cristales de horblenda se ven alargados; la ausencia de esta foliación puede ser
porque su metamorfismo es térmico y no dinamotérmico, es decir que es de contacto por la
intrusión del plutón y el protolito es la roca de caja.
Teniendo en cuenta las facies metamórficas propuestas por Eskola (1915), la asociación de
plagioclasa y hornblenda indica facies de anfibolita, la cual se caracteriza por ser de presión
intermedia; de igual manera, esta facies metamórfica se puede relacionar, según Winkler
(1979), con un grado de metamorfismo medio de aproximadamente 450 a 650 °C. Siendo de
esta forma un metamorfismo de grado medio.
Figura 21. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15B) correspondiente a
una anfibolita; se ven microfenocristales de anfíbol (Amp) y albita (Ab). (A) Foto en nicoles cruzados.
(B) Foto en nicoles paralelos.
Amp Amp
Ab Ab
35
Muestra: 16-15C.
Tipo de roca: Anfibolita.
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de una anfibolita (Fig. 11). Esta es una roca
metamórfica cuyo protolito suele ser una roca ígnea básica o máfica. La muestra cuenta con
una textura holocristalina y cristales de tamaño afanítico con una distribución inequigranular,
en cuanto a la forma de los cristales individuales se ve una textura anhedral (Fig. 22).
En la muestra se pudo observar microfenocristales de anfíbol, más específicamente de
Hornblenda, se encuentran en forma anhedral y elongada (Fig. 22); también se vieron
microcristales y algunos pocos microfenocristales de plagioclasa en mayor cantidad y
microcristales de cuarzo (Fig. 22). En los microfenocristales de plagioclasa muestran las
maclas comunes en ella, además se pueden evidenciar texturas de sericitización e incluso
algunas zonadas. A lo largo de la muestra no se evidencia una orientación de los cristales ya
que están dispuestos de forma masiva y generan una textura granoblástica (Fig. 22), la
ausencia de esta foliación puede ser porque su metamorfismo es térmico y no dinamotérmico,
es decir que es de contacto por la intrusión del plutón y el protolito es la roca de caja.
Teniendo en cuenta las facies metamórficas propuestas por Eskola (1915), la asociación de
plagioclasa y hornblenda indica facies de anfibolita, la cual se caracteriza por ser de presión
intermedia; de igual manera, esta facies metamórfica se puede relacionar, según Winkler
(1979), con un grado de metamorfismo medio de aproximadamente 450 a 650 °C. Siendo de
esta forma un metamorfismo de grado medio.
Figura 22. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15C) correspondiente a
una anfibolita; se ven microfenocristales de anfíbol (Amp), plagioclasa (Pl) y clinopiroxeno (Cpx).
(A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.
Pl Pl
Cpx Cpx
Amp Amp
36
Muestra: 16-15D.
Tipo de roca: Anfibolita.
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de una anfibolita (Fig. 11). Esta es una roca
metamórfica cuyo protolito suele ser una roca ígnea básica o máfica. La muestra cuenta con
una textura holocristalina y cristales de tamaño afanítico con una distribución inequigranular,
en cuanto a la forma de los cristales individuales se ve una textura anhedral (Fig. 23).
En la muestra se pudo observar fenocristales y microfenocristales de anfíbol, más
específicamente de Hornblenda (Fig. 23); también se vieron, microfenocristales de
plagioclasa en mayor cantidad, y microfenocristales de cuarzo (Fig. 23). Los cristales de
anfíbol están dispuestos de forma granoblástica sin mostrar una orientación preferente, es
decir que la roca presenta una ausencia de foliación, esto puede ser porque su metamorfismo
es térmico y no dinamotérmico, es decir que es de contacto por la intrusión del plutón y el
protolito es la roca de caja. En los fenocristales de plagioclasa muestran las maclas comunes
en ella. A lo largo de la muestra no se evidencia una orientación de los cristales ya que están
dispuestos de forma masiva y generan una textura granoblástica (Fig. 23).
Teniendo en cuenta las facies metamórficas propuestas por Eskola (1915), la asociación de
plagioclasa y hornblenda indica facies de anfibolita, la cual se caracteriza por ser de presión
intermedia; de igual manera, esta facies metamórfica se puede relacionar, según Winkler
(1979), con un grado de metamorfismo medio de aproximadamente 450 a 650 °C. Siendo de
esta forma un metamorfismo de grado medio.
Figura 23. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15D) correspondiente a
una anfibolita; se ven microfenocristales de plagioclasa (Pl) y anfíbol (Amp). (A) Foto en nicoles
cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.
Amp Amp
37
Muestra: 16-15E
Tipo de roca: Leucogranito con anfíbol
Descripción: Esta roca corresponde a la muestra de un boodin de leucogranito con anfíbol
(Fig. 10). El leucogranito es una roca ígnea de tipo plutónico o intrusivo ácido. En la lámina
se logra identificar una textura holocristalina, con cristales de tamaño fanerítico y afanítico
(Fig. 24), los cristales tienen una distribución inequigranular de los tamaños, en cuanto a la
forma de los cristales individuales, se les ve una forma subhedral en los fenocristales y una
forma anhedral en los microcristales (Fig. 24). La roca está conformada principalmente por
fenocristales de anfíbol, ortoclasa (feldespato de potasio) y plagioclasa en una matriz
microcristalina (Fig. 24).
Los fenocristales de anfíbol muestran un hábito tabular, aunque muestran un grado de
alteración entre medio y alto, la mayoría presenta un color verde pálido, café oscuro y azul
de alto grado interferencia, la composición de estos anfíboles debe ser verificada más
adelante por medio de análisis químicos. Los fenocristales de plagioclasa muestran una
alteración hidrotermal que conlleva a una textura de sericitización, los bordes de estos
cristales se ven en desequilibrio con la matriz. Los fenocristales de ortoclasa muestran
zonaciones y su macla de Carlsbad, estos cristales tienen un hábito ligeramente marcado, sin
embrago, sus bordes muestran desequilibrio (Fig. 24).
Como se mencionó anteriormente, en los fenocristales de plagioclasa se ve la textura de
sericitización producto de la alteración hidrotermal; esta alteración transforma la plagioclasa
y los feldespatos de potasio en sericita y cuarzo secundario. Las zonaciones que se alcanzan
a distinguir, se dan del centro al borde del grano debido a variaciones composicionales dentro
de la plagioclasa, las cuales se notan en los cambios en el color de interferencia. La textura
general de la roca puede ser descrita como porfídica (Fig. 24), ya que encontramos
fenocristales de gran tamaño sobre una matriz microcristalina.
Figura 24. Imagen en donde se muestra una sección de la lámina delgada (15E) correspondiente a un
leucogranito con anfíbol; se ven fenocristales de anfíbol (Amp) y plagioclasa (Pl) en una matriz
microcristalina. (A) Foto en nicoles cruzados. (B) Foto en nicoles paralelos.
38
A continuación, se muestra el diagrama QAPF en el que se clasifican las cinco rocas ígneas
intrusivas. Para poder graficar las cinco muestras en el diagrama, se realizó para cada una de
ellas un conteo a 300 puntos y se obtuvo el porcentaje modal de cada especie mineral; después
de esto, se recalculó la abundancia modal teniendo en cuenta solamente la cantidad de cuarzo,
plagioclasa y ortoclasa, para así tener una cantidad porcentual de solo estos tres minerales y
graficarlos en el diagrama ternario.
Figura 25. Diagrama QAPF en donde se muestran las clasificaciones de las cinco rocas ígneas.
39
Al ver los resultados de la figura 25, vemos que la clasificación para las muestras 16-13C,
16-13D, 16-14B y 16-14C corresponden a granodioritas, mientras que la muestra 16-13E se
clasificó como un sienogranito/leucogranito. Con estos resultados se reafirma la clasificación
dada en campo.
Microscopio electrónico de barrido (SEM):
Mediante el microscopio electrónico de barrido se pudo obtener la composición química de
fases minerales de dos muestras; la primera fue la granodiorita correspondiente a la 16-14B
y la otra a la anfibolita correspondiente a la 16-15D, permitiendo analizar la asociación
mineral de las dos muestras. Estas muestras fueron escogidas por que su composición y
texturas podrían ayudar a un mejor entendimiento del ambiente en el cual se formó el batolito.
Mediante el porcentaje en peso de cada elemento encontrado en cada uno de los espectros
tomados y haciendo las normalizaciones correspondientes para poder tener el porcentaje en
peso correcto para cada oxido, se pudo calcular la formula química de los minerales
principales en cada una de las rocas.
Tabla 7. Tabla donde se muestran los datos para los datos normalizados y en óxidos para los espectros
seleccionados para la muestra 16-14B.
Espectro 𝐍𝐚𝟐𝐎 𝐀𝐥𝟐𝐎𝟑 𝐒𝐢𝐎𝟐 𝐂𝐚𝐎 𝐌𝐠𝐎 𝐅𝐞𝐎 𝐊𝟐𝐎 𝐓𝐢𝐎𝟐 𝐌𝐧𝐎
2 5,5 25,2 59,2 10,1 0 0 0 0 0
4 0 15,6 37,6 0 7,8 27,3 9,0 2,7 0
11 0 15,1 36,8 0 7,2 27,9 10,1 3,0 0
14 0 16,3 36,5 0 6,7 28,7 8,9 2,8 0
16 0 21,3 39,6 24,5 0 14,5 0 0 0
26 0 15,7 38,0 0 7,6 26,8 10,2 1,7 0
36 0 24,9 40,4 25,1 0 9,6 0 0 0
37 6,7 23,6 63,2 6,5 0 0 0 0 0
44 5,8 24,6 59,3 9,4 0 0,9 0 0 0
55 0 26,4 50,8 0 2,8 8,2 11,8 0 0
60 0 15,9 37,1 0 6,5 27,5 10,2 2,8 0
64 6,6 23,0 64,1 6,3 0 0 0 0 0
74 0 14,3 41,5 0 2,5 29,1 9,0 3,6 0
27 0 16,5 36,7 0 8,4 28,8 7,5 2,2 0
28 0 16,0 36,2 0 6,5 28,2 10,2 3,0 0
33 0 30,2 51,4 0 1,1 5,2 12,1 0 0
40
En los espectros obtenidos para la muestra 16-14B, los minerales analizados corresponden a
cuarzo (6 espectros) y óxidos de hierro (8 espectros). La muestra al pertenecer a una
granodiorita, era esperado encontrar una gran cantidad de feldespatos y de biotita; de los
espectros mostrados en la tabla 7, los que corresponden al grupo de los feldespatos son el 2,
37, 44, 55, 64 y 33 y al grupo de las biotitas son el 4, 11, 14, 26, 60, 62, 74, 27 y 28 y sus
fórmulas se representan en la tabla 8 y tabla 10 respectivamente. Además, se encontraron
algunos espectros cuya composición pertenece a epidota.
Tabla 8. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para los feldespatos encontrados y la
clase a la cual pertenece según su fórmula.
Feldespato
Espectro Fórmula Clase Tipo de Pl
2 (𝑁𝑎0,48 𝐶𝑎0,48)(𝑆𝑖2,64 𝐴𝑙1,33 )𝑂8 Plagioclasa Labradorita
37 (𝑁𝑎0,58 𝐶𝑎0,31)(𝑆𝑖2,79 𝐴𝑙1,22)𝑂8 Plagioclasa Albita
44 (𝑁𝑎0,51 𝐶𝑎0,45)(𝑆𝑖2,66 𝐴𝑙1,30 𝐹𝑒0,03)𝑂8 Plagioclasa Labradorita
55 (𝐾0,72)(𝑆𝑖2,44 𝐴𝑙1,49 𝐹𝑒0,33)𝑂8 Ortoclasa -
64 (𝑁𝑎0,57 𝐶𝑎0,30)(𝑆𝑖2,82 𝐴𝑙1,19)𝑂8 Plagioclasa Albita
33 (𝐾0,73)(𝑆𝑖2,42 𝐴𝑙1,68 𝐹𝑒0,20)𝑂8 Ortoclasa -
Tabla 9. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para las epidotas encontradas.
Epidota
Espectro Fórmula
16 𝐶𝑎2,2 𝐴𝑙2,1 𝐹𝑒1,02(𝑆𝑖3,31𝑂12)(𝑂𝐻)
36 𝐶𝑎2,19 𝐴𝑙2,2 𝐹𝑒0,75(𝑆𝑖3,29𝑂12)(𝑂𝐻)
Para poder determinar la clase de plagioclasa la cual tenemos usamos como referencia el
sistema ternario, en el cual dependiendo de la proporción entre Na y Ca podemos saber si la
plagioclasa es albita, oligoclasa, andesina, labradorita, bytownita o anortita, sabiendo que la
albita es el extremo rico en Na y la anortita el extremo rico en Ca. Obteniendo que la mayoría
están divididas entre albita y labradorita.
41
Tabla 10. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para las biotitas encontradas.
Biotita
Espectro Fórmula
4 (𝐾0,86)(𝑀𝑔0,87 𝐹𝑒1,70 𝑇𝑖0,15 )(𝑆𝑖2,81 𝐴𝑙1,37)𝑂10(𝑂𝐻)2
11 (𝐾0,98)(𝑀𝑔0,81 𝐹𝑒1,77𝑇𝑖0,17 )(𝑆𝑖2,79 𝐴𝑙1,35)𝑂10(𝑂𝐻)2
14 (𝐾0,86)(𝑀𝑔0,76 𝐹𝑒1,81 𝑇𝑖0,16 )(𝑆𝑖2,75 𝐴𝑙1,45)𝑂10(𝑂𝐻)2
26 (𝐾0,98)(𝑀𝑔0,85 𝐹𝑒1,68 𝑇𝑖0,10 )(𝑆𝑖2,85 𝐴𝑙1,39)𝑂10(𝑂𝐻)2
60 (𝐾0,99)(𝑀𝑔0,73 𝐹𝑒1,74 𝑇𝑖0,16 )(𝑆𝑖2,80 𝐴𝑙1,41)𝑂10(𝑂𝐻)2
74 (𝐾0,85)(𝑀𝑔0,28 𝐹𝑒1,81𝑇𝑖0,20 )(𝑆𝑖3,09 𝐴𝑙1,26)𝑂10(𝑂𝐻)2
27 (𝐾0,72)(𝑀𝑔0,93 𝐹𝑒1,80 𝑇𝑖0,12 )(𝑆𝑖2,74 𝐴𝑙1,45)𝑂10(𝑂𝐻)2
28 (𝐾0,99 )(𝑀𝑔0,73 𝐹𝑒1,79 𝑇𝑖0,17 )(𝑆𝑖2,75 𝐴𝑙1,43)𝑂10(𝑂𝐻)2
Tabla 11. Tabla donde se muestran los datos para los datos normalizados y en óxidos para los
espectros seleccionados para la muestra 16-15D.
Espectro 𝐍𝐚𝟐𝐎 𝐀𝐥𝟐𝐎𝟑 𝐒𝐢𝐎𝟐 𝐂𝐚𝐎 𝐌𝐠𝐎 𝐅𝐞𝐎 𝐊𝟐𝐎 𝐓𝐢𝐎𝟐 𝐌𝐧𝐎
2 0 8,2 50,7 12,4 10,7 15,9 0,7 0 1,4
4 5,0 25,0 61,3 8,6 0 0 0 0 0
10 0 8,3 48,6 13,1 10,8 18,6 0,5 0 0
22 6,7 24,5 60,6 8,2 0 0 0 0 0
27 1,1 8,3 48,6 12,6 10,8 17,8 0,8 0 0
33 5,1 25,7 57,9 11,2 0 0 0 0 0
34 0 8,6 47,4 12,2 9,4 19,8 1,0 1,6 0
42 0 8,5 46,2 13,8 10,3 19,0 0,7 1,5 0
55 0 8,0 48,8 12,8 10,1 19,3 1,0 0 0
68 4,9 26,3 58,7 10,1 0 0 0 0 0
8 5,9 24,8 59,2 10,1 0 0 0 0 0
En los espectros obtenidos para la muestra 16-15D, los minerales analizados corresponden a
varias fracciones de cuarzo, óxidos de hierro y varios fragmentos pequeños de que contenían
sulfuro y bario. Dentro de los espectros mostrados en la tabla 11 se encontraron minerales de
anfíbol y plagioclasa en su mayoría, lo cual es el componente principal de este tipo de rocas,
pero además se encontraron minerales secundarios de anfibolitas como clorita y titanita.
42
Tabla 12. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para las plagioclasas encontradas.
Plagioclasa
Espectro Fórmula Tipo de Pl
4 (𝑁𝑎0,44 𝐶𝑎0,42)(𝑆𝑖2,79 𝐴𝑙1,34)𝑂8 Andesina
22 (𝑁𝑎0,60 𝐶𝑎0,40)(𝑆𝑖2,80 𝐴𝑙1,33)𝑂8 Andesina
33 (𝑁𝑎0,46 𝐶𝑎0,55)(𝑆𝑖2,67 𝐴𝑙1,40)𝑂8 Andesina
68 (𝑁𝑎0,44 𝐶𝑎0,49)(𝑆𝑖2,69 𝐴𝑙1,42)𝑂8 Andesina
8 (𝑁𝑎0,52 𝐶𝑎0,50)(𝑆𝑖2,74 𝐴𝑙1,35)𝑂8 Andesina
Tabla 13. Tabla donde se muestran las fórmulas estructurales para los anfíboles encontrados.
Anfíbol
Espectro Fórmula
2 (𝐾0,12)(𝐶𝑎1,92)( 𝐴𝑙1,39 𝐹𝑒1,91𝑀𝑔2,29 𝑀𝑛0,17 )(𝑆𝑖7,28)𝑂22(𝑂𝐻)2
10 (𝐾0,09)(𝐶𝑎2,04)(𝑀𝑔2,35 𝐹𝑒2,27 )(𝑆𝑖7,08 𝐴𝑙1,42)𝑂22(𝑂𝐻)2
27 (𝐾0,15)(𝐶𝑎1,98)( 𝑀𝑔2,35 𝐹𝑒2,18 )(𝑆𝑖7,13 𝐴𝑙1,44)𝑂22(𝑂𝐻)2
34 (𝐾0,19)(𝐶𝑎1,95)( 𝑀𝑔2,09 𝐹𝑒2,47 𝑇𝑖0,18 )(𝑆𝑖7,06 𝐴𝑙1,51)𝑂22(𝑂𝐻)2
42 (𝐾0,13)(𝐶𝑎2,21)( 𝑀𝑔2,29 𝐹𝑒2,38 𝑇𝑖0,17 )(𝑆𝑖6,91 𝐴𝑙1,50)𝑂22(𝑂𝐻)2
55 (𝐾0,19)(𝐶𝑎2,00)( 𝑀𝑔2,21 𝐹𝑒2,36 )(𝑆𝑖7,13 𝐴𝑙1,38)𝑂22(𝑂𝐻)2
Para poder determinar la clase de plagioclasa la cual tenemos usamos como referencia el
sistema ternario, en el cual dependiendo de la proporción entre Na y Ca podemos saber si la
plagioclasa es albita, oligoclasa, andesina, labradorita, bytownita o anortita, sabiendo que la
albita es el extremo rico en Na y la anortita el extremo rico en Ca. Obteniendo que todas son
Andesina. El anfíbol fue catalogado como hornblenda o actinolita por su alto contenido de
Ca2.
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Discusión
A continuación, se analizarán los resultados de las muestras estudiadas en orden cronológico
para poder entender el desarrollo que ha tenido no solo el Batolito de Buga, si no las
condiciones previas y posteriores a su emplazamiento.
La asociación mineral de anfíbol (hornblenda) + plagioclasa, que encontramos en las
muestras 16-15A, 16-15B, 16-15C y 16-15D, corresponden a una anfibolita hornbléndica.
Estas muestras presentan una textura granoblástica (Fig. 21), ya que no presentan foliación
definida y en cambio, los minerales se disponen en arreglos granulares, sin una orientación
preferencial, lo cual podría ser porque su metamorfismo es de tipo térmico y no dinámico, es
decir que se dio cuando el batolito intruyo y su aureola de contacto cambio la composición
de la roca que se encontraba. Las muestras están parcialmente retrograda a clorita.
Las anfibolitas son el resultado del metamorfismo de una roca de composición básica y
pueden considerarse por su paragénesis, según Eskola (1939) y Winkler (1979), como el
producto de un metamorfismo de grado medio y, aunque es difícil poder determinar un rango
aproximado de las temperaturas y presiones a las cuales se dio el metamorfismo que generó
las anfibolitas, se puede aproximar a una presión entre media-baja y una temperatura de
aproximadamente 550 a 650 °C (Spear, 1993).
Teniendo en cuanta lo dicho anteriormente y el carácter regional del metamorfismo, se podría
decir que las anfibolitas del Macizo Ofiolítico de Ginebra se originaron en régimen térmico.
Como se evidenció en la descripción de sección delgadas, algunas anfibolitas presentan una
textura granoblástica (Fig. 23) sin tener evidencia de deformación y no dando una textura
con foliación, esto se dio, posiblemente, por la aureola de contacto que genero el batolito al
intruir el macizo.
Teniendo en cuenta lo investigado, el Batolito de Buga intruye al Macizo Ofilítico de
Ginebra. Esto fue evidenciado en campo por la presencia de un leucogranito con algunos
xenolitos de anfibolita (Fig. 10). Estos enclaves pudieron haber llegado al granito en el
momento en que este intruyo al macizo, al fracturar las rocas pertenecientes al macizo,
muchos fragmentos quedaron atrapados dentro del magma y, al enfriarse, los fragmentos de
anfíbol que quedaron flotando sobre el magma quedan emplazados dentro de la roca
cristalizada.
Por otro lado, en las rocas graníticas, las texturas presentes dan una idea del modo en el cual
se formó dicha roca y su relación con el entorno; por este motivo, un apropiado estudio de la
petrografía de las rocas y sus texturas podrían dar una idea de la formación del Batolito de
Buga. La presencia de biotita en las rocas del batolito es un factor importante para tener en
cuenta ya que estas necesitan de agua para formarse. En las muestras pertenecientes al cuerpo
del batolito (16-13C, 16-13D, 16-13E, 16-14B y 16-14C), la textura común con respecto al
total de los cristales es la fanerítica. Esta textura se da por una cristalización lenta a
profundidad la cual genera una tasa de nucleación baja con respecto a la tasa de crecimiento
de los cristales, permitiendo también que algunos de los minerales presentes en la roca como
la plagioclasa y la ortoclasa forme hábitos tabulares (MacKenzie et al., 1996).
44
También se presenta una alteración en las cinco muestras del batolito. La sericitización de la
plagioclasa, Esta es una alteración hidrotermal, es decir, que se da como respuesta a un
cambio químico y de temperatura debido a la presencia de un fluido; este fluido puede tener
varios orígenes, pero el grado de alteración dependerá de su temperatura y pH. Según Corbett
& Leach (1997) esta textura se evidencia al ver como los feldespatos se transforman en
sericita y cuarzo secundario y es el resultado de una hidrólisis moderada en los feldespatos a
una temperatura aproximada de 300°C a 400°C y un pH entre 5 y 6.
La textura mirmequítica de intercrecimiento del cuarzo en cristales de plagioclasa ácida (rica
en albita), se puede observar en el contacto entre plagioclasa y ortoclasa. Su origen se da por
el remplazamiento de la ortoclasa por plagioclasa. Esta textura suele ser asociada con la
deformación de los granitos con un origen en el subsolidus (por debajo del solidus de magma)
y como una reacción postmágmatica, ya sea por en el enfriamiento del cuerpo o por una
posterior deformación. Este intercrecimiento se da a nivel local en los límites de los granos
de rocas graníticas que provienen de magmas con una gran cantidad de agua disuelta
inicialmente.
A lo largo de la lámina se logran distinguir varias plagioclasas con claras zonaciones las
cuales se notan por lo cambios en el color de interferencia que se dan desde el centro del
cristal hasta los bordes y da razón de que el equilibrio cristal-liquido no fue alcanzado. Las
composiciones de estos cristales son sensibles a la temperatura, presión y contenido de agua
en el magma (MacKenzie et al., 1996). La zonación vista en este caso es normal, es decir que
la composición varia por una alta temperatura en el centro y menor temperatura a medida que
se acerca al borde.
Continuando con la evolución del Batolito de Buga, se ha reportado que este cuerpo es
cortado por varios diques (Fig. 8). Las muestras 16-13A, 16-13B y 16-14A pertenecen a estos
diques y su composición corresponde a una diabasa. Esta roca se caracteriza por estar
compuesta de cristales de color gris oscuro y su textura ofítica con cristales alargados de
plagioclasa. El origen de esta roca está relacionado al ascenso de magmas básicos,
posiblemente procedentes de la corteza oceánica o la parte inferior de la corteza continental.
Teniendo en cuenta lo estudios de referencias (Aspden, 1987; Álvarez, 1983) el cual afirma
que el Batolito de Buga se generó en un ambiente de subducción de un ángulo lo
suficientemente alto como para permitir la hidratación del manto. Junto con la subducción,
se dio lugar a la orogénesis de la proto-cordillera central en el Mioceno, tal como ha sido
propuesto por (Aspden, 1987). A su vez, la orogénesis pudo permitir el engrosamiento de la
corteza continental, lo cual generaría las condiciones adecuadas para poder obtener el magma
de composición félsica que compondría el batolito.
Un factor que apoya el origen del batolito en un ambiente de subducción, es que varios
autores afirman que la composición del batolito es calco-alcalina y este tipo de interacción
entre placas genera fusión a altas profundidades y crea un magmatismo calco-alcalino con
composición de sílice entre 40% - 60% y altos contenidos de calcio, apoyando lo dicho por
(Aspden, 1987). Continuando con la idea de Aspden (1987) el cual dice que el Batolito de
Buga corresponde a un granito tipo I, se afirma el ambiente de subducción. Según Pitcher
45
(1983), los granitos tipo I, se da por un plutonismo de corta duración a partir de magmas
originados en el manto, este fundido al ascender por diferencia de densidades se vio obstruido
a nivel de la corteza, ya que la composición principal del batolito es félsica, el magma máfico
del manto se vio obstruido a niveles de la corteza y la difusión de calor de este fundido origino
que fragmentos de corteza sobre este se fundieran, generando el magma félsico que originó
rocas como las granodioritas y dioritas propias del batolito de composición calco-alcalina.
Lo contrario ocurrió en el momento en que ascendió el magma que constituiría las diabasas.
Las diabasas tienen una composición máfica, propia del magma primario que asciende
directamente del manto, esta nueva fusión debió ocurrir mucho tiempo después del ascenso
del magma del batolito, es decir que se dio en dos cámaras diferentes, pero en este caso el
magma proveniente del manto si logro llegar a profundidades menores, pero sin llegar a la
superficie (nivel subvolcánico), evidenciado en la matriz cristalina y no vítrea, e intruyo al
batolito por sus grietas.
En cuanto a los resultados obtenidos por el SEM para la muestra 16-14B, se puede concluir
que de los espectros tomados que corresponden a los feldespatos son congruentes con la
composición descrita de una granodiorita, ya que se debe obtener plagioclasa en mayor
cantidad seguida de cuarzo y ortoclasa con la menor cantidad. Además de los feldespatos se
encontraron espectros cuyas fórmulas corresponden a biotitas, siendo este uno de los
minerales secundarios típicos de granodioritas.
Con respecto a los óxidos de hierro encontrados, estos se presentan en un tamaño muy
pequeño y usualmente se encuentra dentro de los cristales de biotita en una forma
subredondeada.
En cuanto a los resultados obtenidos para la muestra 16-15D, se corrobora la facie de
anfibolita hornblenditica, ya que las fórmulas de los anfíboles encontrados corresponden a
hornblenda o actinolita por su alto contenido de Ca2.
Estos resultados soportan la teoría de la formación del batolito en un ambiente de subducción,
como se mencionó anteriormente, el magma calco-alcalino que se origina en los ambientes
de subducción de alto ángulo tienen un porcentaje en sílice entre 40% - 60%, altos contenidos
de calcio y suele originar algunos minerales ferromagnesianos, esto se relaciona con lo
mostrado en la tabla 7, en donde los porcentajes en sílice de cada espectro son bastante altos,
al igual que los porcentajes de hierro y magnesio.
46
Conclusiones
• El batolito es un cuerpo ígneo compuesto de granodiorita y leucogranito, con una
asociación mineral de Pl+Qz+KFds± Bt, estos cristales muestran texturas como
zonaciones, mirmequítica y alteraciones como sericitización.
• En el desarrollo del batolito se lo gran distinguir tres eventos principales. Primero la
anfibolita, la cual se formó al momento del magma félsico intruir y generar una
aureola de contacto, que provocaría un metamorfismo de tipo térmico, evidenciable
en la textura granoblástica presente en la anfibolita. Segundo, emplazamiento y
enfriamiento del magma félsico que componen al batolito y tercero, las diabasas de
composición máfica que ascienden directo del manto e intruyen el btolito por sus
fracturas.
• El magma que formó el batolito debe provenir de la corteza por sus características
félsicas. La diferenciación magmática de magmas máficos se descarta por el alto
contenido en sílice, se propone un modelo en el que un magma máfico queda
emplazado a niveles de corteza y el calor que este genera, provoca una fusión en la
corteza que si compondría las rocas del batolito.
• Una composición calco-alcalina es justificada por lo porcentajes obtenidos en el SEM
para la muestra 16-14D, en donde se encontraron porcentajes altos en sílice, hierro y
magnesio.
• Se recomienda realizar un estudio geoquímico a las rocas del Batolito de Buga para
poder tener una mayor y más clara aproximación del magma del cual provino en la
Batolito de Buga.
47
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