batolito de mocoa
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CATALOGO DE LAS UNIDADES
LITOESTRATIGRAFICAS DE COLOMBIA
JURASICO INFERIOR
MONZOGRANITO DE MOCOA (Batolito de Mocoa)
(Jmm) Cordillera Oriental
Departamentos de Huila, Nariño, Cauca, Caqueta y Putumayo
Humberto González I. Alberto Nuñez
1. PROPONENTE DEL NOMBRE
GONZALEZ, H. y NUÑEZ, A., este trabajo; (ESCORCE, E., 1977; JARAMILLO et al., 1980) Los autores del presente trabajo proponen el nombre de Monzogranito de Mocoa para denominar el cuerpo plutónico, de dimensiones batolíticas, conocido en algunos trabajos de geología regional en el Valle Superior del Magdalena y hacia el sur, como Batolito de Mocoa (ESCORCE, E., 1977; JARAMILLO et al., 1980) teniendo en cuenta las recomendaciones de la International Subcommision on Stratigraphic Classification, ISSC (1987, 1994) para la nomenclatura de los cuerpos de origen ígneo. 2. PROVENIENCIA DEL NOMBRE Y
DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA El nombre propuesto para esta unidad litoestratigráfica de origen ígneo, tiene en cuenta la composición litológica predominante, “Monzogranito” y la región geográfica alrededor de la cual ha sido descrito el cuerpo, el río Mocoa. El cambio propuesto de “Batolito” por la composición litológica, tiene en cuenta las recomendaciones de la ISSC (1987) para la nomenclatura de las unidades ígneas, la cual no debe incluir términos que expresen forma o estructura, pues estos no representan la litología del cuerpo rocoso, ni son nombres de unidades litoestratigráficas (ISSC, 1994). EL Monzogranito de Mocoa se encuentra sobre la Cordillera Oriental en los departamentos de Huila, Nariño, Cauca, Caqueta y Putumayo (Figura 1) en el extremo sur del Valle Superior del Magdalena (VSM),
cubriendo parte de las planchas 388, 389, 411, 412, 430, 431 y 449, escala 1:100.000, del Instituto Geográfico Agustín Codazzi – IGAC, con una extensión aproximada de 4130 km2 Sin embargo, no es posible con la información disponible actualmente definir sus límites exactos y por lo tanto su extensión total. El Monzogranito de Mocoa constituye un cuerpo fragmentado elongado de dirección NE – SW que se extiende desde un poco al sur de San Agustín (“Stock de Sombrerillos”) en la plancha 388 en su extremo norte, hasta la frontera con el Ecuador en la plancha 449 en el extremo sur, con una longitud de km y una amplitud máxima de km en la plancha 430. No es un cuerpo continuo sino que aflora como una serie de bloques discontinuos de composición granitoide que en conjunto definen la dirección de la masa batolítica (Figura 1). El término geográfico “Mocoa” hace referencia al río Mocoa, en la plancha 430, teniendo en cuenta que las primeras descripciones detalladas de esta unidad (ESCORCE, 1977; JARAMILLO et al., 1980) se refieren a los afloramientos en los afluentes de este río conocidos como quebradas Campucana y Chapulina localizadas al NW de la ciudad de Mocoa, capital del departamento de Putumayo. El Monzogranito de Mocoa aflora principalmente en la quebrada Campucana y en la parte alta del río Mocoa, por lo cual se propone esta área como la seccion tipo para la unidad (Figura 1). La delimitacion cartográfica de la parte sur del Monzogranito de Mocoa y de los cuerpos intrusivos probablemente relacionados, se basa en los estudios escala 1:100.000 de las planchas 449 – Orito, 430 – Mocoa, 431-
ISNOS
SAN AGUSTIN PITALITO
ACEVEDO
SAN ADOLFO
Río Su
aza
San Juan deVillalobos
Río
Villa
lobo
s
Río M
andiva
co
431
Río Fragua
Río CaquetáVILLAGARZÓN
Río
Ca
que
tá
Río M
oc
oa
MOCOA
Río Putum
ayoRío San Juan
Río Conejo
449
SIBUNDOY
SANTIAGO
SAN FRANCISCO
430
412
388
Y=1.
060.
000
m
X= 720.000m
389
X= 680.000m
X= 600.000m
Y=1 .
120.
000m
Afloramientos del Monzogranito de Mocoa de acuerdo con GEOESTUDIOS (1998, 1999)
Contorno aproximado de los afloramientos de intrusivos del VSM (planchas 388 y 389, según INGEOMINAS, 1989 y FABRE, 1995)
0 20 40 km
N
X= 576.000m
Y=1.
000.
000m
X= 640.000m
Ubicación delas planchas
Humberto Gonzalez I.
Piamonte y 412 – San Juan de Villalobos (GEOESTUDIOS, 1998 a; b; c; 1999) mientras que para la parte norte, planchas 388 – 389, se basó en los trabajos de reconocimiento regional de Kroonemberg & Diederix (1982), Ingeominas (1989) y Fabre (1995).
3. RESEÑA HISTÓRICA Grosse (1935) reporta la presencia de intrusiones graníticas en el dominio oriental colombiano en las cabeceras de los ríos Magdalena y Caquetá; considera que estas rocas son pre – terciarias y de acuerdo a sus características estructurales las divide en dos grupos: El primero corresponde a los macizos intrusivos que han sufrido fuerte presión orogénica que se manifiesta en una textura néisica y lenticular y que probablemente son de edad paleozoica y un segundo grupo conformado por varios macizos intrusivos (Yunguillo – Descanse, Tarabita, Río Sombrerillo, La Plata – La Tapa) que no fueron afectados por presiones orogénicas y que denomina “Rocas Andinas” de edad pre – Terciario. Royo y Gomez (1942a, b) reportó en la región del Alto Putumayo granitos hornbléndicos de dos feldespatos y considera que son similares a los que él observó en el Huila, sobre la Cordillera Oriental. Este autor (1942b), menciona en el sur del Huila, (área de Altamira) y en trayecto hasta Florencia (Caquetá), la presencia de granodioritas cortadas por diques de pegmatita y microdiorita que constituyen el núcleo de la Cordillera Oriental. Radelli (1962), efectuó el estudio petrográfico de varios plutones localizados en el borde occidental del Macizo de Garzón (Plutones de Suaza, Altamira, Garzón y Hobo – Algeciras) y de acuerdo a sus características litológicas, composición y rasgos estructurales, concluye que sin duda, estos plutones pertenecen a un solo evento magmático plutónico posterior a la anatexis del Macizo Antiguo y de edad hercínica que incluye procesos subvolcánicos (hipoabisales) y vulcanismo como consecuencia de
reactivacion del zócalo antiguo y donde las intrusiones son post ó a – tectónicas. Julivert (1968) sin embargo plantea la posibilidad de que en el área del Alto Magdalena y Alto Putumayo, por relaciones con las rocas del Grupo Payandé, los plutones tengan diferentes edades siendo unos pre – Cretácico posiblemente Jurasíco y otros post – Cretácico relacionados a la orogénesis que se empiezá a desarrollar al principio del Terciario. Aunque sin descripciones especificas, Cucalon & Camacho (1966) mencionan la presencia de rocas intrusivas graníticas en la región del Alto Putumayo. Meritano & Pacheco (1972) efectuaron un estudio geológico en el área de Pitalito, Tamaná, Suaza y Salado Blanco, extremo sur del Valle Superior del Magdalena, donde describen varios cuerpos intrusivos de composición granítica originados en una fase magmática tardía de probable edad Pérmico – Triásico y que se pudo extender hasta el Jurásico. El proyecto de Metales Básicos en las Cordilleras Central y Occidental de Colombia (NACIONES UNIDAS – INGEOMINAS, 1977) presenta un marco geológico generalizado para el suroccidente del país en él cual se discuten las unidades de acuerdo con las provincias fisiogeológicas generales, una de las cuales denominan Cordillera Central y Valles del Magdalena – Caquetá. Esta región incluye la Cordillera Central al este de la Zona de Falla Romeral, el Valle Superior del Magdalena hasta sus cabeceras y las cuencas en las cabeceras de los ríos Putumayo y Caquetá; en este trabajo los intrusivos clasificados como de composición intermedia a ácido, excluyendo el Batolito de Ibagué, se agruparon en la litounidad geoquímica “No. 9”. Estos cuerpos intrusivos varían en tamaño desde pequeños stocks a casi cuerpos batolíticos, son de composición diorítica a monzonítica con algunas variedades graníticas, muchos de los cuales, sino todos, son probablemente jurásicos en edad. Sin embargo el Cuadro 1 que acompaña el trabajo, indica que hay incertidumbre en cuanto a las edades
asignadas por diferentes autores para cada uno de estos plutones y muchos de ellos se consideran post – Cretáceo (?) y menciona específicamente el Plutón de Mocoa (Putumayo) de composición intermedia a ácida, textura granítica de grano grueso, con varias facies composicionales y texturales de extensión local (diorita, cuarzodiorita, pórfiro latítico) y edad post Cretáceo – Terciario (?) al cual se relaciona una anomalía geoquímica de Cu – Mo (anomalía 8) que se manifiesta en superficie por rocas que presentan varios grados de sericitización. Trabajos posteriores sobre la anomalía de Mocoa han permitido no solo llegar a su evaluación económica como prospecto de Cu – Mo de tipo diseminado, sino obtener un conocimiento detallado de las características geológicas del área. Escorce (1977) introduce en la literatura geológica el termino “Batolito de Mocoa” para referirse al cuerpo plutónico de dimensiones batolíticas de composición granítica a granodiorítica que aflora al norte del río Mocoa, aproximadamente 10 km en línea recta al norte – noroeste de la población de Mocoa. Para este autor, el marco geológico del área es similar al descrito por Barrero (1969) para la Cordillera Central en los alrededores de Payandé (Tolima) y considera que las intrusiones del “Batolito de Mocoa” están conformadas por dos tipos de rocas, siendo las más antiguas cuarzomonzoníticas que son intruidas por granodioritas de grano medio a fino y que este batolito haría parte de los intrusivos que se emplazaron en el Triásico – Jurásico a lo largo de la Cordillera Central e intruyeron metasedimentos paleozoicos y sedimentos marinos del Jura – Triásico. Este mismo autor (ESCORCE, 1977) menciona la presencia de pórfidos dacíticos a cuarzodioríticos de extensión variable entre unos pocos metros y 2 km2, que por relaciones de campo, corresponderían a la etapa final del evento magmático que originó el cuerpo batolítico. Sillitoe (1978; 1979) en informes internos de Naciones Unidas indica algunas características de los prospectos de pórfido
cuprífero en Colombia y en especial hace referencia al de Mocoa, a su marco geológico, características de la mineralización y procesos de alteración hidrotermal. Jaramillo et al. (1980) consideran que el Batolito de Mocoa (ESCORCE, 1977) hace parte del Complejo Ígneo de Mocoa constituido por tobas, brechas volcánicas y lavas de composición intermedia correlacionables con la Formación Post – Payandé (ESCORCE, 1977) y por pórfidos de composición variable y brechas hidrotermales que intruyen las litologías anteriores (ESCORCE, 1977; SILLITOE, 1978). Este Complejo está emplazado en neises cuarzofeldespáticos y anfibolitas del Precámbrico (?) (ESCORCE, E., 1977; SILLITOE, 1978) y sedimentos marinos constituidos por calizas y limolitas principalmente. Según Sillitoe (1979) y Jaramillo & Escovar (1980), parece existir una relación comagmática entre las fracciones volcánica e intrusiva del Complejo. El trabajo de Jaramillo et al. (1980) presentan además las edades K – Ar de tres muestras pertenecientes al sistema de pórfido de cobre – molibdeno de Mocoa; estas edades entre 183 ± 3 y 170 ± 2 Ma sugieren que la actividad magmática tuvo lugar en el Jurásico inferior a medio y que estas rocas pueden estar relacionados al evento térmico que generó el proceso de alteración – mineralización. Este proceso se origina en facies tardías durante el evento de cristalización y que por lo tanto se podría asumir que el evento magmático principal se desarrolló en una época un poco anterior a la indicada por las edades radiométricas. La información geocronológica del Monzogranito de Mocoa (Batolito de Mocoa) fue complementada en el trabajo de SIllitoe et al. (1982) quienes presentan edades K – Ar de rocas dacíticas asociadas al prospecto de Mocoa que concuerdan con las obtenidas por Jaramillo et al. (1980) y de dos rocas intrusivas del cuerpo batolítico; estas edades de 210 ± 4 y 198 ± 4 Ma corresponden al intervalo Triásico Superior – Jurásico Inferior. Para Sillitoe et al. (1982) el emplazamiento del pórfido cuprífero fue un
evento tardío en el proceso de intrusión del Batolito de Mocoa. Un resumen de las características generales, procesos de alteración – mineralización, edad, marco tectónico y estructural del prospecto de cobre de Mocoa localizado 1.7 km al NE del “Batolito de Mocoa” fue presentado por Sillitoe et al. (1984) quienes resaltan la relación genética y comagmática entre las rocas volcánicas e intrusivas del Complejo de Mocoa. Ramirez & Araque (1984) en un estudio petrográfico del Skarn de Mocoa formado en el contacto entre las rocas granitoides del Complejo de Mocoa con las rocas calcáreas del Grupo Payandé en el área del prospecto de cobre porfídico de Mocoa, dividen las rocas del Batolito de Mocoa en dos grupos: cuarzomonzonitas y granodioritas que afloran hacia la parte baja de la quebrada Campucana Grande, hasta su confluencia con el río Mocoa, y cuarzodioritas y dioritas que forman pequeños apófisis que intruyen la secuencia sedimentaria en las zonas de borde del batolito. Diferentes publicaciones y trabajos (CACERES & TEATIN, 1985; MORENO & MENDEZ, 1989; PEÑUELA, 1995; MOJICA et al., 1996) han utilizado el termino “Batolito de Mocoa” para referirse a las rocas intrusivas, granodioritas y cuarzomonzonitas, de edad jurásica que afloran el área de Mocoa (Putumayo). Además, los trabajos de cartografía geológica llevados a cabo en el área cordillerana de los departamentos de Putumayo, Cauca y Huila han utilizado el término de Batolito de Mocoa para referirse a la prolongación, tanto al sur como al norte, del cuerpo plutónico descrito inicialmente en los alrededores de Mocoa (GEOESTUDIOS, 1998a, b; 1999). La recopilación efectuada por Ujueta (1999) sobre el área cordillerana de los departamentos de Caquetá y Putumayo, se refiere a las rocas intrusivas del Jurásico Inferior a Medio (?) que constituyen una franja de cuerpos plutónicos de gran extensión y forman bloques tectónicos limitados por fallas regionales, incluyendo un
área extensa al W de la población de Mocoa, donde estas rocas forman el Batolito de Putumayo o Batolito de Mocoa. Para este autor, estos cuerpos forman un Complejo ígneo heterogéneo litológicamente constituido en orden de abundancia, por granitos, granitos alcalinos, monzogranitos y granodioritas. Los mapas geológicos de Colombia (GEOTEC, 1988; INGEOMINAS, 1988) muestran el Monzogranito de Mocoa dentro del conjunto de plutonitas intermedias, predominantemente granodioritas y tonalitas de edad mesozoica que afloran en el extremo sur del Valle Superior del Magdalena y que se extienden, en algunos casos, hasta la frontera con el Ecuador entre las cordilleras Central y Oriental al SW del Macizo Colombiano, siendo difícil establecer el dominio geológico para una cordillera específica sobre el cual se desarrollo el evento magmático que originó este cuerpo.
4. DESCRIPCIÓN GEOLÓGICA El esquema geológico del Monzogranito de Mocoa (Figura 2) se basa en los trabajos de geología regional de Kroonemberg & Diederix (1982), Ingeominas (1989), Fabre (1995) y en el levantamiento geológico, escala 1:100.000, de las planchas 449 – Orito, 430 – Mocoa, 431 – Piamonte y 412 – San Juan de Villalobos (GEOESTUDIOS, 1998a, b, c; 1999). La caracterización petrográfica se hizo con base en muestras recolectadas por Geoestudios y de acuerdo a su procedencia se han dividido en dos conjuntos: uno de muestras recolectadas en las planchas 430, 431y 449 sobre la zona de cordillera en el departamento de Putumayo y que se consideran hacen parte del cuerpo principal de Monzogranito de Mocoa cerca de la localidad tipo donde fue descrito originalmente este cuerpo (ESCORCE, 1977) y el segundo grupo constituido por muestras de plutones que se consideran correlacionables o asociados genéticamente al cuerpo principal pero que geográficamente se encuentran separados, a veces grandes distancias, de este. Geográficamente estos
FALTA FIGURA 2.
cuerpos se encuentran en los departamentos de Cauca y Huila en las planchas 412, 388 y 389. El cuerpo principal del Monzogranito de Mocoa (Batolito de Mocoa) se encuentra entre las planchas 430 y 449 donde ocupa grandes extensiones y aflora como varios bloques cuyos contactos con otras unidades litológicas pueden ser intrusivos, fallados o inconformes (Figura 2). En el extremo NW de la plancha 449, aflora como un bloque tectónico levantado por un sistema de fallas inversas, sobre unidades sedimentarias más recientes. En general, se caracteriza por una morfología abrupta que contrasta con las unidades que lo limitan, dando origen a una topografía de montañas con pendientes pronunciadas. Aunque no existen trabajos sistemáticos sobre este cuerpo batolítico, las descripciones que se tiene indican una composición granitoide (ROYO & GOMEZ, 1942) con facies pegmatíticas y que litológicamente corresponden predominantemente a granodiorita – cuarzomonzonita (ESCORCE, E., 1977; JARAMILLO et al., 1980) que pueden variar a monzogranitos (SILLITOE et al., 1982; 1984) con facies porfídicas de composición similar hacia las zonas de borde. En general, corresponden a rocas masivas, localmente néisicas, faneríticas de grano medio a grueso, equigranulares, con excepción de facies de bordes que son inequigranulares, porfídicas; el color es moteado gris, en varias tonalidades, y negro. Microscópicamente, las rocas del cuerpo monzogranítico de Mocoa son holocristalinas, hipidiomórficas granulares en la facies normal a porfídicas en la facies marginal de borde, con matriz fanerítica fina; están constituidas por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa, hornblenda y biotita en proporciones variables (Tabla 1) y su composición varia entre monzogranito y monzodiorita (Figura 3).
FACIES NORMAL La facies normal del Monzogranito de Mocoa se caracteriza por la composición granitoide y la textura hipidiomórfica granular, variando en litología de granito a diorita (Figura 3) con predominio de monzogranitos que le dan el nombre a la unidad, con cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico en proporciones variables (Tabla 2). El cuarzo, tanto monocristalino como policristalino, se encuentra en cristales anhedrales, en parte con carácter intersticial, incoloros a empolvados por microinclusiones de opacos, microfracturados con ligera deformación que se manifiesta por la extinción ondulatoria y es común el intercrecimiento vermicular con feldespato potásico dando lugar a texturas gráficas. El feldespato potásico corresponde, en gran parte, a ortoclasa y en menor proporción a microclina, posiblemente como producto de estabilización a baja temperatura del feldespato original. Se encuentra en cristales anhedrales generalmente pertíticos, empolvados por alteración a caolinita; algunos cristales pertíticos pueden a su vez presentar textura poiquilítica con inclusiones finas principalmente de cuarzo. Son comunes intercrecimientos con cuarzo vermicular formando o definiendo texturas gráficas y mimerquíticas. La mcroclina está subordinada a la ortosa y se caracteriza por la macla en enrejado, conservando la textura pertítica. La plagioclasa se presenta en cristales euhedrales a subhedrales de hábito tabular, empolvados por alteración a sericita, siendo ésta mayor hacia el núcleo de los cristales, en especial cuando estos aparecen zonados; por lo general aparece bien maclada según Albita, Albita – Carlsbad y Periclina. Su composición varía entre albita calcica y oligoclasa cálcica (An8 – An25). Los minerales caracterizantes son hornblenda y biotita en proporciones variables predominando la biotita y solo ocasionalmente aparece clinopiroxeno. La
GRANODIORITA
CUARZOMONZOGABRO
DIORITAMONZODIORITAMONZOGABRO
90
MUESTRAMINERALCuarzo 24.6 27.6 4. 22.0 21.6 20.0 31.0 23.3 11.6 29.6 24.6 12 3 43.3 35.0 30.6 21.3 31.9 23.16Ortosa 15.0 24.3 10 32.3 35.3 23.6 33.0 31.3 18.0 42.3 41.3 7.6 TR 19.0 23.9 12.3 12.6 40.0 23.39Microlina - - - - - - - - - - - 1.6 - 14.6 1.3 1.0 - 0.6 2.72Plagioclasa 53.5 39.6 68.6 36.0 35.5 47.6 31.2 37.2 55.3 26.6 31.5 61.6 83.6 20.6 37.2 39.9 55.2 25.9 43.69Biotita 3.6 3.3 6.3 3.6 1.6 4.6 3.6 2.6 2.6 - - 2.0 33 2.0 1.6 6.6 7.3 0.3 3.05Hornblenda 1.3 TR - 4.6 40 TR 0.3 2.0 9.0 - - - 6.6 - - 4.6 1.0 - 1.85Piroxeno - - 7.3 - - - - - - - - 1.3 - - - - - - 1.03Esfena 0.6 - 1.0 TR - - - TR - - - TR - - - 0.3 0.6 - 0.15Magnetita 10 TR 2.0 1.3 0.3 0.3 TR 1.0 TR - - - 0.3 - - 0.6 1.0 0.3 0.45Ilmenita - 0.3 - - - - 0.3 - - TR 0.3 - - - - - - - 0.05Pirita - - TR TR - - - 0.3 1.0 TR TR - TR - - - - 0.07Apatito - TR 0.6 - - - TR - - TR - - - - - - TR - TREpidota TR - TR - TR 3.6 0.3 2.0 0.3 TR 0.3 TR 1.3 - TR 0.6 - 0.3 0.53Calcita - 2.6 - - - - - - - - - - - - - - - - TRClorita - - TR - 1.3 - - - 2.0 1.0 1.6 3.0 1.6 0.3 0.6 3.3 0.6 0.3 0.86Circón - TR TR TR - - - - - - - - - - - TR - - TRSericita - 2.0 - - - - - TR - - TR - - - TR - - TRAllanita - - - TR TR - - - - - - - - - - - - - TR
TR: TrazasAnálisis Modales por Josue A. Mora
18 Promedio
Tabla 1. Análisis modales del Monzogranito de Mocoa
14 15 16 1710 11 12 131 2 3 4 5 6 7 8 9
MUESTRA
MINERAL
Cuarzo (Q) 26.4 30.1 4.8 24.4 23.4 32.5 25.3 13.6 30 23.4 21.9 14.5 9.3 44.4 35.8 36.5 23.9 32.4 25.15
Feldespato Alcalino 16.1 26.6 12.1 35.8 38.2 34.6 34.0 21.2 42.9 38.2 25.8 11.1 - 34.4 25.8 15.8 14.1 41.2 25.98
Plagioclasa 57.5 43.3 83.1 39.8 38.4 32.7 40.7 65.1 27.1 38.4 52.3 74.4 90.7 21.2 38.2 47.6 61.9 26.4 48.78
Clasificación 1 1 2 3 1 1 4 5 6 6 7 5 5 8 8 9 9 8
1. Monzogranito con hornblenda y biotita
2. Monzodiorita con piroxeno - hornblenda - biotita
3. Monzogranito con hornblenda
4. Monzogranito porfídico con biotita - hornblenda
5. Cuarzodiorita con hornblenda - biotita
6. Monzogranito
7. Granodiorita con biotita - anfibol
8. Monzogranito con biotita
9. Granodiorita con biotita - hornblenda
Tabla 2. Clasificación normativa Q-A-P del Monzogranito de Mocoa.
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 18 Promedio14 15 16 17
biotita se encuentra láminas anhedrales a subhedrales, ligeramente flexionadas pleocroicas de X = amarillo pálido a Y = Z café; con alteración a clorita en los bordes y a lo largo de los planos de clivaje, a veces asociada a epidota y esfena finogranular acumulada en las zonas de mayor alteración. La hornblenda se presenta en cristales subhedrales incompletos, pleocroicos de X = verde oliva a Y = verde pálido, Z = verde oscuro; este mineral se altera a biotita y en algunos cristales se observan núcleos de clinopiroxeno incoloro. Entre los minerales accesorios más comunes se encuentran opacos (magnetita, ilmenita, pirita), esfena, circón, apatito y ocasionalmente allanita. Los minerales de alteración como clorita, epidota y sericita, la presencia de cúmulos de biotita formados por láminas finas y de epidota y calcita rellenando fracturas, evidencian un proceso de alteración hidrotermal con opacos que se asocian a la biotita cloritizada. FACIES DE BORDE Las muestras localizadas hacia el borde del cuerpo principal de Mocoa presentan algunas variaciones texturales y mineralógicas con respecto a las rocas ubicadas hacia el interior. Composicionalmente las rocas dioríticas provienen del borde oriental del intrusivo en la carretera Mocoa – San Francisco (Figura 2); así mismo muestras provenientes del borde occidental (al sur de Santiago) y del borde sur, en las cabeceras del río San Juan (Figura 2) corresponden a cuarzodioritas y monzodioritas, mientras que al interior del cuerpo intrusivo predominan rocas de composición granítica a granodiorítica. Observaciones similares se presentan en las descripciones originales sobre este cuerpo o cuerpos correlacionables en el área (GROSSE, 1935; ROYO y GOMEZ, 1942) y en la caracterización petrográfica del área del prospecto de Mocoa (RAMIREZ & ARAQUE, 1984). Grosse (1935) en el sur del Huila y Alto Caquetá, afirma que las rocas del Macizo Plutoónico de Tarabita, parte del denominado en este trabajo Monzogranito de Mocoa, no
son uniformes sino que son graníticas hacia el interior del cuerpo intrusivo y varían a dioritas cuarzosas hacia los contactos, con disminución en el contenido de ortoclasa y aumento de máficos, especialmente de hornblenda. Además, las rocas clasificadas por Royo y Gómez (1942a) como granodioritas y dioritas en la cuenca del río Pepino y en Valle de río Mocoa, provienen en su mayoría de los bordes del cuerpo intrusivo, mientras que los granitos hornbléndicos, que son las rocas más abundantes, provienen de la parte interior del intrusivo. Ramírez & Araque (1984) asocian las rocas dioríticas y cuarzodioríticas a las partes marginales del cuerpo intrusivo. Texturalmente, Royo y Gómez (1942a) describe algunas muestras con textura “neisosa” refiriéndose a la orientación de algunos minerales en las rocas graníticas, así mismo muestras colectadas por Geostudios (1998a, b; 1999) en las zonas de borde del intrusivo presentan una orientación débil de los minerales máficos. También hacia la zona de borde se encuentran variaciones notorias en la granulometría de algunas muestras que presentan textura porfirítica. - ÁREA DEL SUR DEL CAUCA Y
HUILA Al noroeste del cuerpo batolitico principal que constituye el Monzogranito de Mocoa (Figura 2), afloran dos cuerpos intrusivos separados por el río Villalobos, alargados en sentido SW – NE que pueden considerarse por sus características petrográficas y marco geotectónico como apófisis del Monzogranito de Mocoa, o al menos como correlacionables con éste. Cuerpos similares aunque de menor tamaño afloran en el valle del río Suaza (KROONEMBERG & DIEDERIX, 1982; INGEOMINAS, 1989; FABRE, 1995). Los intrusivos del río Suaza, están limitados por las fallas de Acevedo y Altamira que los ponen en contacto con unidades sedimentarias más jóvenes, Formación Gigante (FABRE, 1995). Estos intrusivos dan origen a una
morfología de cerros bajos y redondeados, con escasa vegetación y suelos residuales de color rojo – naranja. Sin embargo, no todos los cuerpos presentan características morfológicas similares y en aquellas donde las rocas presentan menor grado de meteorización, las pendientes son mayores y es más abundante la vegetación (FABRE, 1995).
Las rocas de los cuerpos mencionados anteriormente son holocristalinas, faneríticas equigranulares de grano medio con colores grises predominantes,, por lo general moteados en diversas tonalidades de acuerdo a la relación de plagioclasa – feldespato potásico y al contenido de máficos; presentan patinas pardo – amarillentas por acumulación de óxidos e hidróxidos de hierro, una argilización más o menos intensa con oxidación de ferromagnesianos y pátinas y/o venillas de epidota. Las rocas del área del valle del río Suaza corresponden a granitoides faneríticos con variación granulométrica en sentido N-S, siendo de grano más grueso hacia el norte y pueden presentar alteración hidrotermal al SW de Gallardo (Figura 2) con propilitización caracterizada por epidotización intensa asociada a numerosos diques y venas de cuarzo (KROONEMBERG & DIEDERIX, 1982; FABRE, 1995). En general las muestras de los intrusivos del río Suaza, se caracterizan por una mayor alteración hidrotermal y meteorización que la del resto de los cuerpos que constituyen el Monzogranito de Mocoa.
El resultado de los análisis petrográficos efectuados en las muestras del sur del Cauca y Huila, indica una mayor heterogeneidad litológica en estos cuerpos con respecto a la encontrada en el cuerpo principal de Mocoa variando en composición de monzogranito a granodiorita con microclina, granófido y tonalitas piroxenicas a intrusivos porfiríticos dacíticos (Tabla 3, Figura 4).
- Intrusiones de Monzogranito – Granodiorita con Microclina. Estas intrusiones se encuentran al SE de San Juan de Villalobos, en la margen NW del río Villalobos y al NW de Gallardo (Figura 2), corresponden a rocas con textura holocristalina, hipidiomórfica granular gruesa con cristales entre 0,2 y 1,3 mm, constituidas por cuarzo, feldespato y anfibol en proporciones variables (Tabla 3). La plagioclasa presenta textura pertítica con intercrecimiento con cuarzo vermicular, su composición varía entre An16 y An24. En la biotita es común la inclusión de agujas de rutilo no orientadas produciendo una textura sagenítica y cristales de microclina envuelven cristales anhedrales de cuarzo. Parte al menos del feldespato potásico presenta carácter intersticial entre cristales zonados de plagioclasa y cuarzo con ligera extinción ondulatoria. De acuerdo a la variación en la relación plagioclasa – feldespato potásico la composición varía de monzogranito con hornblenda a granodiorita con hornblenda – biotita predominando los monzogranitos con microclina caracterizante. Este mineral rodea o envuelve cristales de cuarzo o desarrolla una textura poiquilítica reemplazando plagioclasa.
- Intrusiones de Granófido. Estas
intrusiones están constituidas por granitos de feldespato alcalino variando a sienogranitos (Figura 4, Tabla 3) con textura holocristalina, hipiodomorfica granular de grano grueso. La textura predominante es gráfica a micropertítica. El cuarzo se presenta en cristales anhedrales incoloros a veces empolvado por mocroinclusiones de opacos y es común el intercrecimiento con feldespato potásico desarrollando una textura gráfica, por lo general no deformado con extinción normal a ondulatoria débil. El feldespato alcalino corresponde a
MUESTRA
MINERAL
Cuarzo 20,8 20,6 24,1 23,6 24,6 28,4 23,1 24,6 20,8 19,6 17,9 22,6
Ortosa 20,6 20,4 18,3 9,6 22,6 24,1 1,6 3,4 4,1 8,2 1,6 3,6
Microclina 9,6 8,1 6,4 6,9 0,8 - Tr Tr 1,6 2,4 - -
Plagioclasa 33,3 36,2 33,1 42,7 42,2 36,2 62,3 56,3 44 50,1 60,5 55,6
Biotita 8,3 9,4 10,6 9,9 6,9 8,2 3,6 4,1 5,3 4,6 3,9 52
Hornblenda 6,2 3,8 6,1 5,9 3,2 1,9 4 7 9,1 10,6 11,4 10,9
Piroxeno - - - - - - 3,6 2,8 3,1 3,9 4 0,9
Opacos 0,6 0,4 0,7 0,6 0,4 0,2 1,1 0,9 0,8 0,5 0,6 1
Esfena Tr 0,1 0,2 0,1 - 0,1 0,1 0,2 0,4 Tr - Tr
Circón Tr Tr 0,1 0,1 Tr Tr Tr Tr Tr Tr Tr Tr
Apatito Tr 0,1 0,1 Tr Tr 0,1 0,1 0,1 Tr Tr 0,1 0,2
Clorita 0,6 0,9 0,3 0,6 0,3 0,8 0,5 0,4 - 0,1 Tr Tr
Calcita - Tr - - - - - 0,2 Tr - Tr -
Rutilo Tr Tr - Tr Tr - - Tr - - Tr -
An Plagioclasa 22 24 25 16 14 10 25 28 30 26 30 25
T.R: Trazas
1-4. Monzogranito - granodiorita con microlina
5-6. Granofidos: granito del feldespato alcalino
7-12. Tonalitas piroxénicas
7 8 9
Tabla 3. Monzogranito de Mocoa. Composición modal de cuerpos al sur del Cauca y Huila.
10 11 121 2 3 4 5 6
ortoclasa no maclada, pertítica, empolvada por alteración a caolín y puede presentar intercrecimiento con cuarzo vermicular. La plagioclasa se encuentra en cristales euhedrales a subhedrales de hábito tabular y de mayor tamaño que las otras fases minerales presentes en la roca, no zonada, maclada preferencialmente según Albita y en parte alterada a sericita; su composición varía entre An8 y An18. El mineral caracterizante es biotita en láminas anhedrales a subhedrales ligeramente cloritizadas y pleocroismo de X = amarillo pálido a Y = Z = verde. Como accesorio se encuentran ilmenita y epidota.
- Tonalitas Piroxénicas. Las intrusiones constituidas por esta litología se encuentran al SE de San Juan de Villalobos en la quebrada Las Cascadas y están constituidas por tonalitas con piroxeno y biotita con texturas cataclásticas brechoides y ligeramente orientadas. Son rocas holocristalinas, hipidiomórficas granulares gruesas a inequigranulares de grano grueso a fino, con cristales fracturados de plagioclasa y cuarzo con extinción ondulatoria que evidencian procesos de deformación mecánica intensos en niveles corticales superiores. El cuarzo se presenta en cristales anhedrales limpios, deformados con microfracturas y extinción ondulatoria fuerte. Plagioclasa se encuentra en cristales subhedrales, de hábito tabular empolvados por alteración a sericita, maclados según Albita y Albita – Carlsbad, en muchos casos con planos de macla curvados y microfracturados y extinción ondulatoria; composición promedia An20 – 25. Ortoclasa aparece como accesorio asociado a plagioclasa. El mineral caracterizante es un clinopiroxeno en cristales subhedrales al cual se asocian láminas de biotita, mineral que también aparece en láminas
dispersas a veces ligeralmente orientadas de color verdoso (Y=Z) pleocroicas a amarillo pálido (X) con inclusiones de rutilo en agujas. Clorita de origen hidrotermal aparece en agregados de láminas finas de hábito vermicular. El opaco predominante es ilmenita con alteración a leucoxeno y epidota ocurre como accesorio secundario en cristales finos diseminados.
- Porfidos Dacíticos. Estos cuerpos afloran en el río Suacita – plancha 412 (Figura 2), son de composición dacítica con hornblenda y de textura porfídica con matriz microcristalina fanerítica fina pilotaxítica. Están constituidos por plagioclasa fracturada, cuarzo en cristales finos y hornblenda en proporciones variables. Son comunes efectos dinámicos con un fracturamiento denso y desarrollo de minerales micáceos en láminas flexionadas; muchas de las fracturas aparecen rellenas con limonita. La plagioclasa aparece en cristales subhedrales a anhedrales de tamaño variable, parcialmente reemplazados por sericita, maclados según Albita y Periclina y composición An16 – 20. El cuarzo es anhedral en cristales más finos que los de plagioclasa y por lo general asociados a este mineral, limpios a ligeramente empolvados con extinción ondulatoria débil. El feldespato potásico corresponde a ortoclasa, corresponde a un mineral accesorio en cristales intercrecidos con la plagiclasa. Hornblenda es el mineral caracterizante, en cristales anhedrales dispersos, pleocroicos de X = amarillo a Z = verde pálido a veces asociada con láminas cortas de biotita pleocroica de X = amarillo a Y = Z = pardo amarillento, en parte cloritizadas con acumulación de óxidos de hierro a su alrededor. El accesorio más común es ilmenita y ocasionalmente se encuentra epidota secundaria.
4.1. PETROQUIMICA A pesar de los diferentes estudios que se han llevado a cabo sobre el Monzogranito de Mocoa no existe información química disponible sobre la composición de los diferentes tipos de rocas que constituye el cuerpo o sobre sus fases minerales. La geoquímica efectuada ha estado relacionada a la evaluación de anomalías de interés económico con base en análisis de sedimentos activos y esquirlas de roca para Cu, Mo, Pb, Zn y ocasionalmente otros elementos que pudiesen servir como indicadores en la delimitación del área de interés económico. La heterogeneidad litológica y la amplia variación tanto en las fases minerales presentes como en su porcentajes (Figura 3, Tabla 1), son indicadoras de un proceso amplio de diferenciación, probablemente en un sistema abierto a partir de un liquido silicatado saturado en SiO2, siguiendo una serie de rocas progresivamente más silíceas y cuya variación controlaría las relaciones mineralógicas observadas tales como: - Amplia variación en la relación máficos –
félsicos - Alcalinización de feldespatos - Presencia de cuarzo libre - Naturaleza de los minerales máficos Al norte del Monzogranito de Mocoa pero relacionado al flanco oriental de la Cordillera Central se encuentra el Batolito de Ibagué de edad jurásica, cuerpo con el cual algunos autores han correlacionado el cuerpo de Mocoa constituyendo una Provincia Petrográfica entre las cordilleras Central y Oriental de edad Triásico – Jurásico. Este Batolito es de afinidad calco – alcalina de márgenes continentales y su composición corresponde a la de las granitoides tipo I (ALVAREZ, 1983) y cuyas rocas parentales, fuente magmática ,fueron primitivas y podrían proceder tanto de la corteza inferior como del manto (NUÑEZ, 1998).
5. POSICIÓN ESTRATIGRÁFICA Y EDAD
Las relaciones de campo del Monzogranito de Mocoa, tanto del cuerpo principal como cuerpos correlacionables o apófisis, en el departamento del Putumayo, sur del Cauca y Huila, indican que este es intrusivo en unidades precámbricas y paleozoicas, con evidencias claras de efectos térmicos y abundantes diques pegmatíticos y microdioríticos que atraviesan las rocas encajantes (GROSSE, 1935; ROYO & GOMEZ, 1942a, b). En el área del Putumayo, los intrusivos granitoides cortan rocas asociadas al Triásico Superior correlacionables con la Formación Payandé del Noriano en el Valle Superior del Magdalena – VSM (MOJICA et al., 1996); además, xenolitos y techos pendientes de esta misma unidad, algunos de tamaño cartografiable, fueron descritos por Geoestudios (1998a, b, c; 1999) en el área de Mocoa sobre el borde oriental del batolito. Las relaciones del Monzogranito de Mocoa y la denominada Formación Saldaña en el Putumayo y sur del Huila y Caquetá no son claras y aún existen discrepancias en cuanto al tipo de contacto entre estas unidades. La edad asignada a la Formación Saldaña en el VSM corresponde al Triásico tardío – Jurásico medio (BAYONA et al., 1994) y esta misma edad ha sido asignada por similitud litológica a la Formación Saldaña o Motema que aflora en el Putumayo y sur del Cauca y Huila. Meritano y Pacheco (1972) señalan que en el sur del Huila, los intrusivos del Triásico – Jurásico, afectan las rocas del Macizo de Garzón y del Grupo Payandé siendo notorias los efectos de contacto y fenómenos filonianos en el denominado Payandé Superior (Formación Saldaña).
Para Escorce (1977) el “Batolito de Mocoa” hace parte del conjunto de intrusivos emplazados en el Triásico – Jurásico a lo largo de la Cordillera Central y que intruyeron metasedimentos paleozoicos y sedimentos marinos del Triásico – Jurásico de la Formación Payandé pero no aclara la relación con la denominada Formación Post Payandé (Formación Saldaña). Jaramillo et al. (1980) indican que existe una relación genética entre las fracciones volcánica e intrusiva del Complejo Ígneo de Mocoa; así mismo, consideran que existen efectos térmicos sobre la sucesión sedimentaria de la Formación Payandé produciendo marmorización de las calizas y silicificación de las limolitas. Estos autores anotan que en la secuencia volcánica (Formación Post Payandé o Saldaña), los efectos térmicos son notorios y que fueron debidos a la circulación de fluidos hidrotermales provenientes de las etapas finales de emplazamiento del Batolito de Mocoa. En el sur del Huila, Kroonemberg y Diederix (1982) anotan que las rocas granitoides intruyen las rocas precámbricas y la Formación Saldaña pero que no afectan el Cretácico y asumen una edad jurásica dentro del intervalo de tiempo obtenido por dataciones radiométricas para los intrusivos de Mocoa y el Batolito de Ibagué. Sillitoe et al. (1984) afirman que las unidades del Precámbrico y del Triásico tardío – Jurásico temprano son intruidas por stocks y diques de textura porfirítica y composición intermedia mientras que las rocas de la Formación Payandé son cortadas por el Batolito de Mocoa. Govea y Aguilera (1980) sostienen que la Formación Motema (Formación Saldaña) en la Cuenca del Putumayo se encuentra localmente metamorfoseada y es intruida por granitos, granodioritas y sienitas; sin embargo, otros trabajos efectuados en esta misma cuenca no indican que la Formación Motema se encuentre afectada por metamorfismo de contacto (CACERES & TEATIN, 1985).
Macia et al. (1985) indican que las dataciones radiométricas del Stock de Dolores, del Batolito de Mocoa y del Plutón de La Plata, corresponden a intrusivos del Jurásico Inferior contemporáneos o ligeramente posteriores al vulcanismo que originó la Formación Saldaña. Geoestudios (1998a,b; 1999) reporta algunos contactos intrusivos del Monzogranito de Mocoa con la Formación Saldaña en la plancha 430, mientras que en la plancha 449 los contactos entre ambas unidades son fallados. De acuerdo a lo anteriormente expuesto, el Monzogranito de Mocoa y los intrusivos correlacionables hacia el sur del Huila intruyen la Formación Saldaña en varias localidades, especialmente hacia el VSM, relación que no es tan evidente en el área del Putumayo. El hecho de que en algunas localidades el contacto sea intrusivo y en otras no, apoyará la idea de Macia et al. (1985) quienes consideran las intrusiones granitoides contemporáneas o ligeramente posteriores al vulcanismo que dio origen a la Formación Saldaña, tratándose en este caso de dos unidades genéticamente relacionadas que obedecen a eventos casi simultáneos. Además, el hecho de que en el Putumayo los contactos intrusivos sean escasos mientras que hacia el norte en el Valle Superior del Magdalena, son más abundantes y claros y podría indicar una migración del magmatismo de sur a norte. Las edades radiométricas obtenidas para el Batolito de Mocoa y fases con alteración hidrotermal relacionadas se indican el Tabla 4. Las rocas intrusivas presentan edades que corresponden al intervalo Triásico tardío – Jurásico temprano mientras que las correspondientes a las zonas de alteración hidrotermal corresponden al Jurásico temprano a medio. Para Sillitoe et al. (1982) el pórfido cuprífero de Mocoa se emplazó de manera tardía separado en el tiempo, pero no en el espacio, de la intrusión batolítica y sugieren, de acuerdo a las edades isotópicas disponibles que entre ambas etapas
MUESTRA MÉTODO MATERIAL ANALIZADO EDAD (Ma) REFERENCIA
Dacita Porfídica K-Ar Feldespato potásico 136±3 Sillitoe et al., 1982
Dacita Porfídica K-Ar Sericita 166±4 Sillitoe et al., 1982
Dacita Porfídica K-Ar Roca total 170±2 Jaramillo et al., 1980
Dacitalítica Porfídica K-Ar Roca total 172±2 Jaramillo et al., 1980
Andesita Silicificos K-Ar Roca total 183±3 Jaramillo et al., 1980
Monzogranito K-Ar Biotita 198±4 Sillitoe et al., 1980
Granodiorita K-Ar Biotita 210±4 Sillitoe et al., 1980
Tabla 4. Edades radiométricas en el Monzogranito de Mocoa.
transcurrió un intervalo de tiempo de 20 a 30 Ma. A pesar de que todas las edades isotópicas disponibles sobre el Batolito de Mocoa son K/Ar y por lo tanto corresponden a edades de enfriamiento (edades mínimas) y no edades de emplazamiento, es claro que estas sustentan las relaciones de campo que indican que el Monzogranito de Mocoa es posterior a las rocas precámbricas y paleozoicas del Putumayo y Valle Superior del Magdalena y anterior a las rocas cretácicas de esta misma región.
6. CORRELACIONES Escorce (1977) considera que el “Batolito de Mocoa”, hace parte del conjunto de cuerpos intrusivos emplazados en el Triásico – Jurásico a lo largo de la Cordillera Central, citando como ejemplo el Batolito de Ibagué. Para Jaramillo et al. (1980), la ubicación, forma y orientación del “Batolito de Mocoa” muestra grandes semejanzas con las de otros cuerpos intrusivos a lo largo de la Cordillera Central, semejanza más notoria con el Batolito de Ibagué del cual podría ser su continuación hacia el sur. Sillitoe et al. (1982) en su trabajo sobre los cinturones de porfidos cupríferos en Colombia, distinguen tres cinturones principales cada uno con una determinada edad y características propias; de estos cinturones el oriental incluye el área del Putumayo y sur del Cauca y Huila y comprende los intrusivos asociados al magmatismo jurásico entre los cuales se encuentra el Monzogranito de Mocoa (Batolito de Mocoa) y comprende además cuerpos como el Batolito de Ibagué, los stocks de Payandé, Dolores y plutones menores en el Valle Superior del Magdalena. Alvarez (1983) con base en la información petroquímica disponible considera, haciendo referencia al trabajo de Grosse (1935), que probablemente no existe relación genética entre los plutones situados al sur del Huila (plutones de La Plata, Sombrerillos y Gallego
entre otros) con el Batolito de Ibagué y que probablemente corresponden a pulsos magmáticos anteriores al Batolito. Como se indicó en la delimitación cartográfica del Monzogranito de Mocoa este no corresponde a un cuerpo continuo sino que está constituido por una serie de bloques generalmente de dirección NE – SW que incluye los cuerpos al este y oeste de San Juan de Villalobos (Figura 2) en el extremo sur del Valle Superior del Magdalena y plutones menores en la misma área. Las dataciones radiométricas disponibles en el Valle Superior del Magdalena presentan edades radiométricas en el rango 131 – 181 Ma (NUÑEZ et al., 1996) correspondientes al Jurásico y similares a las obtenidas para el Monzogranito de Mocoa y facies de alteración hidrotermal lo cual adicionalmente a la similitud litológica existente entre estas unidades, permite establecer una correlación entre estas unidades que marcaría un periodo de intensa actividad magmática entre el Triásico tardío y el Jurásico medio, actividad que se ha documentado a lo largo del país desde la alta Guajira hasta la frontera con el Ecuador (MOJICA et al., 1996) especialmente formando un cinturón magmático entre las actuales cordilleras Central y Oriental.
7. GENESIS Aunque sobre el origen de los batolitos graníticos de cadenas orogénicas se pueden plantear diversas hipótesis, las características del Monzogranito de Mocoa sustentan un origen intrusivo a partir de un liquido silicatado, magma, a alta temperatura: - Este cuerpo presenta un contacto
intrusivo, discordante con las rocas encajantes formando, en algunos casos cornubianitas que alcanzan la facies hornblenda cornubianita de metamorfismo térmico.
- Xenolitos y techos pendientes en los
cuales se encuentran evidencias de
metamorfismo de contacto producido por efectos térmicos.
- Diques de microdiorita y pegmatita que
cortan las rocas encajantes cerca de las zonas de contacto.
- Zonas de borde de enfriamiento rápido
caracterizadas por su granulometría fina y composición ligeramente más básica que la de la zona central.
- Presencia de una facies subvolcánica
tardía hacia el borde con alteración hidrotermal meso a epitermal con Cu – Mo diseminados.
- Composición litológica variando de
diorita a monzogranito, incluyendo variedades granófiricas.
- Rasgos texturales acordes con el orden de
cristalización y relaciones establecidas en las series de reacción de Bowen (1928) a partir de mezclas silicatadas fundidas a nivel experimental.
- Ausencia de estructura interna en el
cuerpo granítico. - Composición mineralógica modal acorde
con la que puede establecerse experimentalmente a partir de fundidos graníticos bajo diferentes condiciones de fraccionamiento (BOWEN, 1928).
Las características anteriores concuerdan con las establecidas por Buddington (1959) para plutones generados en niveles corticales superiores, epizona, a profundidades menores de 9 km aunque algunas características litológicas y estructurales podrían indicar una profundidad ligeramente mayor probablemente en la transición epizona – mesozona con una profundidad alrededor de 10 km (HUGHES, 1982); así mismo, estas características difieren de los rangos distintivos para intrusiones más profundas o de las de fenómenos de granitización (HUGHES, 1982; COMPTON, 1985).
Considerando un origen magmático, seria necesario establecer el ambiente geotectónico de generación; sin embargo, como se planteó anteriormente no existe información geoquímica disponible sobre el Monzogranito de Mocoa y solo es posible establecer una posible correlación con el Batolito de Ibagué sobre el cual hay alguna información petroquímica y con las edades radiométricas K-Ar (Tabla 4) tanto del cuerpo plutonico como de la alteración hidrotermal que lo afecta, para establecer el modelo peleotectónico. Algunos de los diferentes modelos planteados para la evolución geológica de Colombia tienen en cuenta su posición en el extremo noroccidental de Suramerica (CASE et al., 1973; BARRERO, 1979; SILLITOE et al., 1982; TOUSSAINT, 1995) y en ellos se considera que el magmatismo del Triásico – Jurásico fue consecuencia de una subducción de corteza oceánica bajo la placa Suramericana al oeste de la posición actual de la Cordillera Central, a lo largo de una margen Tipo Andino (TOUSSAINT & RESTREPO, 1976; BARRERO, 1979). Este modelo explicaría la génesis de los depósitos de tipo pórfido cuprífero asociados a algunos de los plutones que definen el cinturón magmático de esta edad. Según Sillitoe (1972: En JENSEN & BATEMAN, 1981) en este modelo (Figura 5) magmas calcoalcalinos se movilizan desde el manto superior hacia niveles corticales superiores dando lugar al emplazamiento de intrusivos batolíticos a los cuales se asocian rocas subvolcánicas tardías en una etapa hidrotermal meso a epitermal que genera acumulaciones diseminadas de sulfuros que pueden tener importancia económica, también Bayona et al. (1994) para explicar el origen del magmatismo que dio origen a la Formación Saldaña presentan un modelo de subducción con un arco magmático – Cordillera Central, y una cuenca de retro – arco al este del arco – VSM (Figura 6). Los modelos planteados por Estrada (1972) y Mojica & Macia (1982) consideran que un
Fusió
n parc
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PLACA LI
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ZONA D
E BEN
IOFF
Magma Calcoalcalino
MOHO
Corteza continental vieja FOSAOcéano
Basalto y gabro(capas 1 y 2)
DORSAL OCEANICA(Sitio de exhalaciones
ricas en metales)
Magmabasáltico
50 Km
100
150
200
Hasta 700 Km
Cadena volcánica
Depósito de pórfido cuprífero
BATOLITOS
Sedimentos oceánicos (capa 1) con un horizonte rico en metales en su base
Concentración de cobre en corteza oceánica
Zona de baja veloc idad
Fecha: Agosto/2001 Figura 5.
ARCO MAGMATICO(Cordillera Central)
RETRO - ARCO
V.S.M.
MediaFosa
Proximal
Distal
Ataco
Zona de Fusión Parcial
proceso de subducción no explicaría el vulcanismo predominantemente ácido alcalino a intermedio y postulan un adelgazamiento cortical asociado a un abombamiento del manto en una zona de distensión supracontinental (Figura 7). Según Mojica & Macia (1982) este proceso conlleva un calentamiento, por elevación de las isotermas y disminución de la presión, con la consecuente fusión inicial de la rocas más ácidas y continuando con las de los niveles más profundos hasta alcanzar el manto. Este modelo considera que las unidades del Triásico – Jurásico norandino representan una acumulación en un margen distensivo que alcanzó su máximo desarrollo en el Cretácico. Ambos modelos: subducción y margen distensiva, coinciden en considerar que el ambiente tectónico del VSM durante el Triásico – Jurásico fue distensivo ya sea en una cuenca retro – arco o en una zona de distensión supracontinental. Esto implica que el magma ascendió desde el manto a través de fallas normales que formaban un patrón de tipo graben (Figuras 6, 7). Así mientras el magma se emplazaba a profundidad dando origen a los cuerpos intrusivos, casi simultáneamente se producía un vulcanismo intenso que generó la Formación Saldaña. Este ambiente tectónico distensivo pudo prolongarse hacia el sur en la cuenca del Putumayo donde se encuentra el Monzogranito de Mocoa – fase intrusiva y la Formación Motema – fase volcánica.
8. LOCALIDAD TIPO Los trabajos efectuados por Geoestudios (1998a,b,c; 1999) en las planchas 449, 430, 431 y 412, escala 1:100.000 del IGAC han permitido la delimitación geográfica del Monzogranito de Mocoa y delimitanr áreas y localidades que permiten su caracterizacion petrográfica, definición de las características estructurales y relaciones con las rocas encajantes; sin embargo, los trabajos detallados han estado limitados al área del cuerpo batolítico caracterizada por la presencia de un prospecto de Cu – Mo de interés económico (ESCORCE, 1977;
JARAMILLO et al., 1980; SILLITOE et al., 1984; NACIONES UNIDAS et al., 1984). Esta zona se encuentra localizada en la plancha 430, escala 1:100.000 del IGAC especialmente en la región de la Campucana (Figuras 1 y 2), por su cercanía al depósito de Mocoa, el estudio detallado tanto desde el punto de vista litológico como de ocurrencias minerales, efectos de contacto y tipos de alteración, se considera como la localidad tipo de esta unidad. Además, sobre el cauce de la quebrada Campucana Grande son claros los efectos térmicos y/o metasomáticos de contacto del Monzogranito de Mocoa como parte del magmatismo Triásico – Jurásico sobre las rocas encajantes de las formaciones Payandé y Saldaña. En la plancha 430, escala 1:100.000 del IGAC, se encuentran varias quebradas y una carretera que cortan gran parte del Monzogranito de Mocoa y que por su continuidad podrían considerarse secciones de referencia (GEOESTUDIOS, 1998a). Por acceso y continuidad la carretera Mocoa – San Francisco presenta la mayor sección de referencia ya que presenta afloramientos, algunos de gran extensión, de rocas frescas desprovista de la cobertura vegetal que cubre gran parte del batolito en la zona de cordillera y facilitan la caracterización estructural y petrográfica de la unidad.
9. RECURSOS MINERALES Asociada a la evolución y posiblemente a la génesis del Batolito de Mocoa y especialmente en el área que le da el nombre a esta unidad se encuentra una de las mineralizaciones de Cu – Mo más importantes y significativas en los Andes de Colombia. En esta región las intrusiones más jóvenes del Triásico corresponden a facies tardías de un plutonismo epizonal. En el área de Mocoa, el batolito genero una débil mineralización en venas dentro del cuerpo plutónico y desarrolló un skarn con cinc en el contacto con calizas de la Formación Payandé. Según Sillitoe et al. (1984), el predominio de esfalerita sobre calcoperita, la presencia de hedenbergita grueso granular en
P V MP C E
P P
P C C
JURASICO
TRIASICO
Fm. Saldaña
Fm Payandé
Fm. Luisa
Intrusivos Granodioríticos
Corteza CiálicaPre - Triasica
PCC Proto Cordillera CentralPVM Proto Valle del Magdalena
PCE Proto Cordillera Oriental PP Paleopacifico
Fecha: Agosto/2001 Figura 7.
lugar de diópsido finogranular y el escaso fracturamiento en el skarn así como su localización, a unos 800 – 900m del stock de rocas porfidicas, implica que la mineralización está relacionada geneticamente al batolito y no al cuerpo hipoabisal.
Stocks y diques predominantemente de pórfidos dacíticos fueron emplazados en el cuerpo batolítico y algunos de ellos dentro de la pila volcanica de la Formación Saldaña; estas intrusiones menores se han asignado al Jurásico temprano – medio (SILLITOE et al., 1984) y aunque en algunos de ellos solo se observa alteración propilítica y puritización, el localizado cerca de Mocoa (Figura 2) presenta un sistema hidrotermal completamente desarrollado dentro del cual se generó el depósito de cobre – molibdeno porfídico.
El depósito de Cu – Mo porfídico de Mocoa es el resultado de una serie prolongada de eventos, parcialmente superpuestos, de alteración – mineralización inducidos por la acumulación y descarga repetitiva de fluidos hidrotermales enriquecidos en cobre – molibdeno – potasio y azufre a partir de un stock de pórfido dacítico (SILLITOE et al., 1984). La separación temprana de estos fluidos en el stock favoreció localmente el crecimiento de megacristales de feldespato potásico con antelación al fracturamiento y al proceso de alteración
10. REFERENCIAS
ALVAREZ, J., 1983. Geología de la Cordillera Central y el Occidente Colombiano y petroquímica de los intrusivos granitoides mesocenozoicos. Boletín Geológico Ingeominas 26 (2), 174p. Bogotá.
BARRERO, D., 1969. Petrografía del Stock
de Payandé y metamorfitas asociadas. Boletín Geológico Ingeominas XVII (1-3): 113 – 114. Bogotá.
--------, 1979. Geology of the Western
Cordillera, west of Buga and
Roldanillo, Colombia. Publicaion Geológica Especial Ingeominas, 4: 75p`. Bogotá.
BAYONA, G., GARCIA, D. & MORA, G.,
1994. La Formación Saldaña: producto de la actividad de estrato volcanes continentales en un dominio de retroarco. Estudios del VSM, I:1 – 21, Universidad Nacional. Bogotá.
BOWEN, N,L; 1928. The evolution of
igneus rocks. Princeton University Press, 334p.
BUDDINGTON, A., 1959. Granite
emplacement with special reference to North America. Geological Society America Bulletin 70(6): 671 – 747.
CACERES, H. & TEATIN, P., 1985. Cuenca
del Putumayo, provincia petrolera meridional de Colombia. II Simposio Bolivariano “Exploración Petrolera en Cuencas Suandinas”, Memorias, volumen I: 1- 80. Bogotá.
CASE, J., BARNES, J., PARIS, G., GONZALEZ, H. & VIÑA, A., 1973. Trans – Andean geophysical profile, Southern Colombia. Geological Society America Bulletin 84: 2895 – 2904.
COMPTON, R., 1985. Geology in the field.
John Wiley & Sons, 398. New York. CUCALON, I. & CAMACHO, R. 1966.
Compilación geológica de la Cuenca del Putumayo. Informe 1502. Ingeominas 18p. Bogotá.
ESCORCE, E., 1977. Mineralización de tipo
pórfido cuprífero, área de Mocoa, departamento del Putumayo. Ingeominas informe 1785. Bogotá.
ESTRADA, A., 1972. Geology and plate
tectonic history of the Colombian Andes M. Sc. Thems Stanford University. 115p.
FABRE, A., 1995. Hydrocarbon exploration in the southermost upper Magdalena Basin (Huila department, Colombia). VI Congreso Colombiano del Petroleo: 85 – 98. Bogotá.
GEOESTUDIOS LTDA., 1998a. Mapa
geológico de Colombia: Plancha 430 – Mocoa, escala 1:100.000 Informe interno, Ingeominas, Bogotá.
--------., 1998b. Mapa geológico de
Colombia: Plancha 449 – Orito, escala 1:100.000 Informe interno, Ingeominas, Bogotá.
--------., 1998c. Mapa geológico de
Colombia: Plancha 412 – San Juan de Villalobos, escala 1:100.000 Informe interno, Ingeominas, Bogotá.
--------., 1999. Mapa geológico de Colombia:
Plancha 431 – Piamonte, escala 1:100.000 Informe interno, Ingeominas, Bogotá.
GEOTEC, 1988. Mapa geológico de
Colombia, escala 1:1.200.000. Bogotá. GOVEA, . & AGUILERA, H., 1980.
Geología de la Cuenca del Putumayo. Boletín UIS, 14 (28): 45 – 71. Bucaramanga.
GROSSE, E., 1935. Acerca de la geología
del sur de Colombia I. Informe rendido al Ministerio de Industrias sobre un viaje al Huila y Alto Caquetá. Compilación de los Estudios Geológicos Oficiales de Colombia. Volumen III: 31 – 137. Bogotá.
HUGHES, C., 1982. Igneus petrology.
Developments in Petrology. Elsevier Science Publication, Co. 430p. Amsterdan.
INGEOMINAS, 1988. Mapa geológico de
Colombia, escala 1:1.500.000. Bogotá.
--------., 1989. Mapa geológico generalizado del Departamento del Huila. Escala 1:500.000. Bogotá.
INTERNATIONAL SUBCOMMISION ON
STRATIGRAPHIC CLASSIFICATION, 1987. Stratigraphic classification and nomenclature of igneous and metamorphic rock bodies. Geological Society America. Bulletin 99(3): 440 – 442. Boulder.
--------, 1994. International Stratigraphic
Guide: A guide to stratigraphic classification, terminology and procedure. 2nd Ed. A. Salvador editor. Geological Society America. 214p. Boulder.
JARAMILLO, L., ESCOBAR, R. & VESGA,
J., 1980. Edades K/Ar de rocas con alteración hidrotermal asociadas al sistema de pórfido de cobre y molibdeno de Mocoa. Colombia. Geología Norandina a: 11 – 18. Bogotá.
JULIVERT, 1968. Lexique
Stratigraphique International, Colombie. Volumen 4, Fascicule 4ª, premiere partie. Centre National de la Recherche Scientifique, 652p. París.
JENSEN, M. & BATEMAN, A., 1981.
Economic Mineral Deposits. Third edition. John Wiley & Sons. 593p. New York.
KROONEMBERG, S. & DIEDERIX, H.,
1982. Geology of the southern central Huila, uppermost Magdalena Valley. XXI Field trip (1ª parte). Asociación Colombiana Geólogos y Geofísicos del Petróleo, 39p. Bogotá.
MACIA, C., MOJICA, J. & COLMENARES,
F., 1985. Consideraciones sobre la importancia de la paleogeografía y las áreas de aporte precretácicas en la prospección de hidrocarburos en el
Valle Superior del Magdalena, Colombia. Geología Colombiana 14: 49 –70. Bogotá.
MERITANO, J. & PACHECHO, A., 1972.
Estudio geológico de la región Pitalito – Timaná – Suaza – Saladoblanco. Informe D – 372. Ingeominas – CIAF. Bogotá.
MOJICA, J. & MACIA, C., 1982. Geología
del extremo NE de la cuenca de Neiva (VSM, región de Prado – Dolores). XXI Field trip. Asociación Colombiana Geólogos y Geofísicos del Petróleo, parte II: 1 - 45. Bogotá.
MOJICA, J., KAMMER, A. & UJUETA, G.,
1996. El Jurásico en el sector noroccidental de Suramericana y Guía de excursión al VSM, regiones de Payandé y Prado, departamento del Tolima. Geología Colombiana 21: 3 – 40. Bogotá.
MORENO, & MENDEZ, 1989.
Características estratigráficas de la Formación Villeta en el sector NW de la cuenca del Putumayo. Trabajo de grado, Universidad Nacional de Colombia, 66p. Bogotá.
NACIONES UNIDAS – INGEOMINAS,
1977. Proyecto de metales básicos en las cordilleras Central y Occidental. Informe técnico preparado para el Gobierno de Colombia. Naciones Unidas. New York, 82p.
NACIONES UNIDAS – INGEOMINAS –
ECOMINAS, 1984. Depósito de cobre y molibdeno de Mocoa, Colombia. Informe preliminar de factibilidad COL/76/030/05. 173p. 6 anexos. Bogotá.
NUÑEZ, A., 1998. Catálogo de Unidades
Litoestratigráficas de Colombia: Batolito de Ibague. Ingeominas, 20p. Bogotá.
NUÑEZ, A., BOCANEGRA, A. & GOMEZ, J., 1996. Los plutones jurásicos del Valle Superior del Magdalena (Colombia). En Resúmenes: Correlación de Eventos Jurásicos en América del Sur. Geología Colombiana 20; 156p. Bogotá.
PEÑUELA, A., 1995. Cartografía geológica
y geotécnica de un área al NW de Mocoa, Putumayo. Trabajo de grado, Universidad Nacional de Colombia. Bogotá.
RADELLI, L., 1962. Introduccion a la
petrografía del Macizo Garzon. Geología Colombiana 3: 41–115. Bogotá.
RAMIREZ, R. & ARAQUE, L., 1984.
Petrografía del Skarn de Mocoa. Trabajo de grado, Universidad Nacional de Colombia. Bogotá.
ROYO & GOMEZ, 1942a. Datos para la
geología económica de Nariño y Alto Putumayo. Compilación de los Estudios Geológicos Oficiales de Colombia, Tomo V. Bogotá.
--------, 1942b. Contribución al conocimiento
de la geología del Valle Superior del Magdalena, departamento del Huila. Compilación de los Estudios Geológicos Oficiales de Colombia, Tomo V: 261 – 326. Bogotá.
SILLITOE, R., 1979. An apraisal of
porphyry copper prospects in Colombia: first fellowup with emphases on the Mocoa prospect. United Nations, unpublished internal report. 40p. New York.
--------., 1978. An apraisal of porphyry copper
prospects in Colombia United Nations, unpublished internal report. 58p. New York.
SILLITOE, R., JARAMILLO, L., DAMON, P., SHAFIQUILLAN, H., M. & ESCOBAR, R., 1982. Setting, characteristics and age of the Andean Porphyry Copper Belt in Colombia. Economic Geology 77: 1837 – 1850.
SILLITOE, R., JARAMILLO, L. &
CASTRO, H., 1984. Geological exploration of molibdenum rich porphyry copper deposit at Mocoa, Colombia. Economic Geology 79: 106 – 123.
STRECKEISEN, A., 1976. To each plutonic rock its proper name. Earth Science Reviews 12: 1 – 33. Amsterdam.
TOUSSAINT, J., 1995. Evolución Geológica
de Colombia. Tomo 2: Triásico – Jurásico. Universidad Nacional de Colombia, 94p. Medellín.
TOUSSAINT, J. & RESTREPO, J., 1976.
Modelos orogénicos de tectónica de placas en los Andes Colombianos. Boletín de Ciencias de la Tierra 1: 1 – 47. Medellín.