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Análisis Estratigráfico y Determinación de Ambientes de Depósito para la Formación Palanz. Inicio de la sedimentación Cretácica en la alta Guajira, Colombia

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disminución en las geometrías canaliformes de las capas y el incremento de la extensión horizontal de los depósitos permite interpretar que esta asociación facial corresponde a una mezcla entre depósitos de flujos laminares poco encausados y depósitos de desborde o “crevasse splay”.

5.1.4 Asociación de Facies 4 La pobre selección de los guijos en los segmentos conglomeráticos, el incremento en la geometría canaliforme de la base de las capas y el aumento tanto en ocurrencia como en espesor y longitud de los lentes conglomeráticos introducidos en litologías más finas, permiten interpretar estas acumulaciones como depósitos de alta energía, turbulentos, con flujos viscosos y encausados, con poca distribución horizontal y mayor incisión local. La gradación normal en algunas de las capas conglomeráticas indica rellenos de canales fluviales que inician con una fase erosiva y que gradualmente decrecen en su intensidad de transporte (cf. Ezpeleta et al., 2008)

5.1.5 Asociación de Facies 5 El fuerte cambio litológico representado en esta asociación por la predominancia de lodolitas de colores oscuros, limolitas y arenitas de grano fino, además de la aparición de cemento calcáreo y estructuras como lentes de arena en las lodolitas y flaser de lodo en las arenitas, permite interpretar un ambiente marino somero restringido con bajo efecto del oleaje (cf. Hampson & Storms, 2003). Dentro de esta asociación se evidencia el accionar de flujos efímeros muy rápidos, anchos, someros y laminares. Estos flujos desembocan en la parte marina a muy altas velocidades y con una gran carga de sedimentos; el cambio de densidades entre el flujo y el sistema marino produce la rápida depositación de los sedimentos incluso hasta fases profundas formando las capas de conglomerados y de arenitas de grano muy grueso subacuosas (Galloway & Hobday, 1996).

5.1.6 Asociación de Facies 6 El arreglo caótico de los guijos, la angularidad y la fabrica matriz soportada, permiten interpretar la existencia de flujos viscosos, altamente encausados con una baja movilidad y poca extensión lateral, semejantes a los descritos en la asociación facial 1 con la diferencia que en este último segmento la potencia y efectividad del trasporte disminuye o las lluvias que se encargaban de iniciar el proceso sedimentario disminuyeron su fuerza y recurrencia. Los intervalos granodecrecientes muestran la disminución paulatina y cíclica de la energía del medio interrumpida ocasionalmente por flujos efímeros de alta energía, canaliformes que dan origen a los lentes centimétricos que ocurren en las litologías más finas.

5.2 IMPLICACIONES GENETICAS Y AMBIENTALES DE LOS MINERALES ARCILLOSOS PRESENTES EN LA SECCION DE PUNTA ESPADA

La identificación de las fases mineralógicas arcillosas en la sección de Punta Espada, mostró la recurrente ocurrencia de illita (10Å) como el mineral principal, acompañado en menor proporción por vermiculita, interestratificado clorita – vermiculita 14Cl – 14V, esmectitas y caolinita. La presencia de illita está asociada a la constante degradación de


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minerales micáceos parentales preexistentes, del tipo biotita ferruginosa y en menor proporción moscovita, que fueron sometidos a procesos de alteración y lavado, en un medio cálido, árido, con condiciones alcalinas, presencia de cationes de intercambio como Ca, Mg y Fe+2, relaciones elevadas de K/Na y K/Mg en el medio acuoso y la participación de sistemas aluviales activos. El proceso de degradación involucra el intercambio de K desde los espacios intercristalinos unitarios hacia la solución acuosa o al medio de depósito, con la introducción simultanea de agua, lo que genera la progresiva apertura de las interlaminas, que se inicia en los bordes fracturados de las laminas del mineral micáceo parental (Besoain, 1984). La esporádica ocurrencia de vermiculita y del interestratificado clorita - vermiculita 14Cl – 14V, en capas de paleosuelos, con una intensa actividad pedogenética, caracterizada por la aparición de rizotúbulos y acumulaciones de materia orgánica, indican la degradación parcial de la illita hacia minerales tipo vermiculita y 14Cl – 14V por procesos de intenso lavado y exposición subáerea prolongada, lo que produce la extracción del K interlaminar, mientras que se mantienen estables los contenidos de Al, Mg y Fe+2 (Harraz & Hamdy, 2010; West et al., 2005). La generación y conservación de este tipo de minerales indican, además de los fuertes procesos de meteorización, condiciones de digénesis muy bajas, debido a la alta sensibilidad que poseen los minerales vermiculíticos a los procesos de enterramiento y aumento de la temperatura por carga litostática (Meunier, 2005). Condiciones de alta diagénesis estimularían el cierre de la estructura de la vermiculita en un proceso de agradación hasta alcanzar estructuras illiticas de 10 Å y por ende la desaparición de los minerales vermiculíticos (Thorez, 1976). La ocasional aparición de esmectíta en algunas de las muestras, estaría relacionada con la meteorización de las illitas preexistentes, siguiendo la secuencia mineralógica de Mica →Illita →Vermiculita →Esmectita.

5.3 AMBIENTES DE ACUMULACIÓN DE LA FORMACIÓN PALANZ EN LA SECCIÓN DEL CERRO POROROPO

5.3.1 Asociación de Facies I La pobre selección de los guijos, la angularidad y el arreglo caótico, indican ambientes de alta energía, asociados a flujos viscosos, fuertemente encausados con una escasa extensión lateral, muy semejantes a los descritos en la base y el tope de la sección de Punta Espada.

5.3.2 Asociación de Facies II y III La litología de estas asociaciones, compuestas por arenitas de grano fino, muy fino y limolitas, bien seleccionadas con granos subredondeados, sumado a la aparición de cemento calcáreo tipo espar “equant” en algunos segmentos conglomeráticos, permiten interpretar un ambiente fluvial de ríos meándricos de baja sinuosidad (cf. Miall, 1996) que trasportan preferencialmente carga en suspensión ubicados en abanicos distales en zonas de planicies deltaicas (cf. Miall, 1996; Stanistreet & McCarthy, 1993). Los segmentos conglomeráticos y de arenitas de grano grueso, presentes en la asociación puede ser interpretados como depósitos de “point bars” o barras transversales.


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5.3.3 Asociación de Facies IV La recurrente aparición de Thlassinoides suevicus con una disposición horizontal concordante con la estratificación de las arenitas de grano fino y las limolitas, sumado al incremento del cemento calcáreo tipo espar en los intervalos de granulometrías más gruesas, permiten interpretar, para esta asociación de facies, un ambiente marino somero de planicies deltaicas (“Delta Plain”) con la acción fluvial de ríos tributarios meandriformes (cf. Galloway & Hobday, 1996). Thlassinoides suevicus es un ichnofosil típico de frente de playa superior con bajo accionar del oleaje y de las mareas (Robert et al., 1985). Los intervalos de granulometrías más gruesas, como los conglomerados y arenitas de grano muy grueso con cemento calcáreo, estarían asociados a acumulaciones en zonas de desembocadura o “channel mouth” correspondiente a un régimen confinado con flujos efímeros de gran velocidad, anchos y someros que al entrar en contacto con la parte marina depositan grandes cantidades de sedimentos por diferencia en las densidades de los medios (Galloway & Hobday, 1996).

5.3.4 Asociación de Facies V Las características litológicas descritas para esta asociación facial, que muestra una predominancia de limolitas y arenitas de grano fino fuertemente disturbadas por organismos que dejan sus marcas como ichnosfosiles de Thlassinoides suevicus permite interpretar un ambiente de planicies deltaicas semejantes al descrito en la asociación de facies IV, sin embargo es notoria la disminución tanto en potencia como en ocurrencia de los intervalos con granulometrías gruesas y conglomeráticas lo que indica una disminución en la energía de los canales distributarios y una mayor acción del oleaje, representada por la estratificación cruzada planar de bajo ángulo desarrollada en las arenitas de grano fino, que de acuerdo con Hampson & Storms (2003) corresponde a zonas de “proximal lower shoreface”.

5.3.5 Asociación de Facies VI El conjunto granocreciente de la asociación de facies VI y que está integrado por arenitas de grano fino con Thalassinoides, suprayacidas por arenitas de grano grueso, muy grueso hasta conglomerados con estratificación cruzada planar de bajo ángulo, estaría asociado a un ambiente de planicie deltaica dominada por distributarios efímeros que presentan un incremento súbito en la cantidad de material terrígeno trasportado.

5.4 IMPLICACIONES GENETICAS Y AMBIENTALES DE LOS MINERALES ARCILLOSOS PRESENTES EN LA SECCION DEL CERRO POROROPO

Las fases de minerales arcillosos presentes en las muestras de la sección del Cerro Pororopo indican la existencia de illita y esmectíta tipo montomorillonita en proporciones muy semejantes, como minerales de menor ocurrencia se presentan interestratificados 14C – 14V. Los procesos que dieron origen a la formación de los minerales illiticos son semejantes a los descritos en el numeral 5.2, sin embargo a diferencia de las illitas de la sección de Punta Espada, las que se presentan en el Cerro Pororopo poseen menores rangos de cristalinidad, representados en la apertura de los picos y una relación alto del pico/ancho


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de la base, mayor indicando que los procesos de degradación y lavado fueron más intensos y constantes afectando la cristalinidad de la illita. Los altos porcentajes de esmectíta tipo montomorillonita, indican condiciones ambientales semiáridas, con drenajes restringidos, efímeros y una pendiente muy suave, con abundancia de cationes alcalinotérreos como Ca, Mg o Fe en el medio, baja concentración de H+ y alta relación Sílice/Aluminio. De acuerdo con Uchiyama et al., (1960), Sieffermann (1973), Besoain & Gonzalez (1977) (en Besoain, 1985), la ocurrencia de montmorillonita está relacionada con rocas parentales volcánicas eruptivas basicas, que sufren procesos tempranos de meteorización con abundancia de bases y sílice soluble que se sintetizan en los alveolos, en las vesículas o en las cavidades de los vidrios volcánicos, produciendo la neosintesis de la montmorillonita. A medida que el vidrio volcánico se descompone y fractura por la meteorización, la montmorillonita se empieza a incorporar al medio sedimentario (Chichester et al., 1969 en Besoain 1985).

5.5 AMBIENTES DE ACUMULACIÓN DEL MIEMBRO KESIMA EN LAS SECCIONES DE TRIJAJAIN Y YARRARI

5.5.1 Asociación de Facies A La presencia de rocas ooesparíticas y oopelesaparíticas con fragmentos de fósiles de diversos tamaños indica de manera general ambientes de depositación de alta energía y aguas someras sometidas a constante oleaje con limitada recepción de material terrígeno.

Un análisis más detallado de los tipos de ooides que ocurren en la asociación de facies permite definir aun más los ambientes de acumulación. Los ooides normales con microfábrica concéntrica indican ambientes marinos someros de alta energía con la posible interacción de barras de arena de ooides o “shoals” bajo la influencia de corrientes mareales o altos oleajes. Las relaciones entre el diámetro del núcleo y el diámetro total del ooide sugieren una formación lenta y paulatina de la corteza, partiendo de lo propuesto por Harris (1977) e Illing (1954), quienes afirman que los núcleos entre 100 y 200 μm de diámetro son fácilmente transportables lo que incrementa la velocidad del proceso de acumulación de material calcáreo sobre el núcleo. Por el contrario, núcleos con diámetros superiores tienden a poseer cortezas no tan espesas y que tardan más tiempo en desarrollarse por los impedimentos en la rápida movilización sobre el fondo del sustrato. La presencia de poliooides y ooides superficiales e irregulares está asociada con fenómenos de retrabajamiento que trasportan los ooides desde áreas cercanas donde se generan originalmente y son redepositados en ambientes de menor energía (cf. Flügel, 2004). Los ooides cerebroides son el producto de la intensa actividad bacteriana en el medio que produce la disolución y redepositación del material carbonatico sobre las superficies de los ooides, mientras que las formas espinosas o fracturadas están asociadas con procesos diagenéticos postdepositacionales, como carga litostática o fracturamiento y diaclasamiento de las rocas. Los procesos de micritización presentes en los ooides del Miembro Kesima son muy comunes y ampliamente desarrollados, afectan tanto los fragmentos aloquímicos y biogénicos como a los materiales cementantes y están asociados con la intervención de microorganismos como algas verde-azules y cianobacterias (Harris, 1979). Los microorganismos generan microbioturbación en la superficie de los ooides, donde se acumulan hasta formar colonias. A partir de este estadio, las algas y cianobacterias


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empiezan a producir microtúbulos de entre 5 y 10μm de profundidad que penetran en la corteza y las laminas del ooide. Los procesos de cementación temprana y de diagénesis desarrollados dentro de los microtúbulos producen cambios en el tamaño de los cristales, la composición y el tipo de microfábrica de los ooides, produciendo como resultado final la micritización del ooide (cf. Harris, 1977). Algunos autores asociación los ooides micritizados con ambientes marinos de baja energía del oleaje o ambientes lagunares restringidos con altas poblaciones de algas y cianobacterias que estimulan los procesos de degradación de la mineralogía original del ooide (Flügel, 2004; Harris, 1977). Por lo anteriormente expuesto se interpreta que en la fase final de la depositación de la asociación de facies A las condiciones ambientales y energéticas del medio cambiaron drásticamente a medios de menor energía que favorecieron los procesos avanzados de micritización.

5.5.2 Asociación de Facies B La asociación faunística, representada por corales esclerectinidos con baja diversidad especifica, foraminíferos plantónicos, algas verdes y fragmentos de bivalvos y equinodermos, además del material intercolonial micrítico permiten interpretar un ambiente de “back reef” asociado a arrecifes en formas de parche o “pseudocolonias”. La disposición de los corales como organismos solitarios e individuales sin contacto intercolonial, las formas dendroides ligeramente robustas (c.f. James & Bourque, 1992) y la clasificación genérica de la fauna indican ambientes con baja acción del oleaje y aguas más profundas que las registradas para los arrecifes coralinos actuales, además de aporte constante de material terrígeno (Hanes Löeser, Comunicación escrita, 2010). Sumado a dichas condiciones se interpreta que durante la depositación de la asociación facial B se mantenían temperaturas oscilantes entre 25 y 29°C y rangos de salinidad entre el 25 y 35% de NaCl disuelto (James & Bourque, 1992).

5.5.3 Asociación de Facies C La combinación y mezcla de ooides con microfábricas diversas concéntricas y radiales sumado al incremento en la presencia de ooides superficiales y fragmentos terrígenos indican múltiples variaciones en el ambiente marino somero que en principio presentaba bajo oleaje lo que permitió la generación de ooides con microfábrica radial y que posteriormente sufrió fluctuaciones esporádicas con el incremento en la actividad del oleaje lo que produjo el desarrollo de ooides con formas circulares y microfábricas concéntricas propias de regímenes energéticos altos. El incremento en el aporte terrígeno y en la ocurrencia de ooides superficiales indica la aparición de corrientes fluviales efímeras con bajo aporte de sedimento que alteran el proceso normal de la generación de ooides.


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6 ANALISIS DE AREAS DE PROCEDENCIA

6.1 PROVENIENCIA DE LOS MATERIALES CONSTITUYENTES DE LA FORMACIÓN PALANZ EN LA SECCIÓN DE PUNTA ESPADA

De acuerdo con la clasificación composicional QPF (Figura 25), las rocas de la sección de Punta Espada corresponden a arcosas ricas en feldespato potásico tipo microclina y pertita, además de plagioclasas tipo albita – oligoclasa, cuarzo y otros minerales accesorios. Las formas subhedrales y euhedrales de los cristales de microclina, la excelente conservación y la abundancia que en muchas de las muestras analizadas supera el 35% de la roca total, indican bajo trasporte y cercanía al área fuente. Los cuarzos observados presentan extinción ondulante e irregular además de contactos fuertemente crenulados y difusos. Las características mineralógicas descritas en las muestras de la sección de Punta Espada permiten hacer varias interpretaciones respecto al área de aporte. El primer aspecto a considerar en el área de aporte de los feldespatos potásicos, es la cercanía de unidades ígneas y metamórficas del Paleozoico como el Neis de Macuira y del Jurásico como la Granodiorita de Siapana. De acuerdo con Radelli (1962), MacDonald (1964), Lockwood (1965) y Zuluaga et al. (2009) el Neis de Macuira está compuesto esencialmente por neises cuarzo feldespáticos, anfibólicos, biotíticos y migmatitas, sin embargo en sus descripciones petrográficas nunca reportan la existencia de feldespato potásico tipo microclina. Sumado a la evidencia petrográfica, Zuluaga et al. (2009) propone un metamorfismo en facies anfibolita media para el Neis de Macuira, dichas condiciones metamórficas no favorecen la generación de feldespato potásico tipo microclina debido a las bajas temperaturas desarrolladas. La existencia de microclina y feldespato potásico pertítico ha sido reportada por Radelli (1962), Mac Donald (1964) y Zuluaga et al. (2009) como constituyente de la Granodiorita de Siapana en porcentajes que no sobrepasan el 10% de la roca total. Si bien es posible que la Granodiorita de Siapana haya aportado parte de la microclina a la sección de Punta Espada, los porcentajes reportados son mucho mayores lo que hace pensar la existencia de una segunda fuente para este tipo de minerales. La Milonita Granitica de Taparajin, unidad informal propuesta por Zuluaga et al. (2009) con una edad inferida Cretácico superior – Paleoceno (a partir de relaciones de campo) y ubicada al sur de la Falla de Cosinas en la serranía del mismo nombre posee feldespato potásico tipo microclina con texturas pertíticas y micropertíticas y contenidos promedio de 13% que en algunos casos llegan hasta el 60%. La ubicación del cuerpo milonítico y la edad post Formación Palanz descartan por completo la participación de esta unidad como área de aporte. Por último, el Neis de Jojocinto con una edad de 1260 Ma (Cordani et al., 2005) ubicado al suroccidente de la Falla de Cosinas está constituido esencialmente por granulitas, granulitas máficas y en menor proporción neises cuarzo feldespáticos. En los análisis petrográficos presentados por Zuluaga et al. (2009) se observa la abundancia de feldespato potásico tipo microclina, con texturas pertíticas, micropertíticas y graficas que alcanza valores promedio de 60% con máximos de hasta 82%. Este mismo autor propone la generación de la microclina a partir de ortosa en procesos metamórficos de alto grado en facies granulita con temperaturas promedio de 700°C cercanas a fases de anatéxia. El conjunto litológico descrito por


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Zuluaga et al. (2009) para el Neis de Jojoncito coincide con la mineralogía descrita en las 17 secciones delgadas de la Formación Palanz en la sección de Punta Espada lo que indica que una de las unidades aportantes durante el Cretácico inferior corresponde al Neis de Jojoncito.

La caracterización de los cuarzos presentes en la sección de Punta Espada, indica que la unidad de la cual proceden fue sometida a intensos procesos de cataclasis y deformación, evidenciados en los contactos crenulados y difusos además de la extinción fuertemente ondulosa e irregular. Fenómenos semejantes fueron observados en algunas muestras pertenecientes a la Granodiorita de Siapana, recolectadas en el flanco oriental de la Serranía de Macuira en el arroyo Piedras Blancas.

La abundante ocurrencia de illita identificada a través de los análisis de DRX en agregado orientado y de manera petrográfica como constituyente principal de la matriz en la mayoría de rocas analizadas en la sección de Punta Espada, indican que la roca fuente de este mineral correspondería a neises biotíticos reportados por Zuluaga et al. (2009) en el Neis de Macuira donde indican contenidos de biotita cloritizada superiores al 35%. Esta interpretación se fundamenta además, en los datos obtenidos a partir del índice de Esquevin (IE) y el de cristalinidad (IC) calculados para las illitas, que arrojaron valores promedio de 0,15 y 0,7 respectivamente. El índice de cristalinidad y la conservación de algunas biotitas en las rocas permiten concluir que las illitas de la sección de Punta Espada son minerales heredados producto de la degradación y trasporte de micas tipo biotita, procedentes del Neis de Macuira, afectada por diagénesis tardía. Las interpretaciones acerca de la proveniencia del material son corroboradas por medio de los triángulos de clasificación Qt-F-Lt de Dickinson (1979, 1985) que para las muestras de la sección de Punta Espada indican una fuente asociada a un basamento levantado (Figura 54) con rápida erosión, en ambientes de “rifts” incipientes, bloques continentales fracturados o zonas de “wrench”.


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Figura 54. Triangulo de Dickinson (1979, 1985) Cuarzo monocristalino, feldespatos y fragmentos líticos, para las muestras de la Formación Palanz en el sector de Punta Espada.

6.2 PROVENIENCIA DE LOS MATERIALES CONSTITUYENTES DE LA FORMACIÓN PALANZ EN LA SECCIÓN DE POROROPO

Las rocas de la sección del Cerro Pororopo fueron clasificadas como litoarenitas volcánicas de acuerdo con el triangulo QPF de Folk (1974) (Figura 37) compuestas por abundantes fragmentos volcánicos de diversos tipos entre los que se cuentan, fragmentos vítreo-cristalinos, cristalino-vítreos, con texturas fluidales, traquíticas y fiamme, además de fragmentos de rocas ígneas con texturas gráficas.

Las unidades que pudieron aportar este tipo de material en el sector sur de la Serranía de Cosinas corresponden a la Formación Rancho Grande de edad Triásico superior – Jurásico inferior, la Riodacita de Ipapure – Cerro la Teta, con una edad de 143 M.a (K/Ar). La Formación Rancho Grande presenta segmentos volcanosedimentarios de tobas cristalinas y líticas con matriz hialocristalina que posee texturas de flujos muy marcadas, “shards” alargados y procesos de desvitrificación (Zuluaga et al., 2009).

Como se menciono anteriormente la Riodacita de Ipapure – Cerro la Teta fue subdividida por Zuluaga et al. (2009) en suites denominadas Porfirítica, Riolítica y Tobácea, las composiciones y arreglos texturales descritos para estas suites coinciden con lo observado


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en las muestras de la sección de Pororopo. La aparición recurrente de canalículos e inclusiones redondeadas rellenas por material hialocristalino en los cristales de cuarzo bipiramidal, son semejantes a los observados en la suite riodacítica, además las texturas porfídicas, hialocristalinas, vitreocristalinas y fluidales descritas en la suite porfirítica, coinciden con los múltiples fragmentos constituyentes de la Formación Palanz. El aporte de fuentes volcánicas es corroborado con la clasificación Qt-F-Lt de Dickinson (1979, 1985) que indica una zona transicional entre arco volcánico disectado y no disectado (Figura 55) asociado a cuencas de “fore arc”, “back arc” o a cuencas locales con sistemas volcánicos continentales, estos resultados son coincidentes con el ambiente tectónico propuesto por Zuluaga et al. (2009) de un arco volcánico continental con magma rico en volátiles.

Figura 55. Triangulo de Dickinson (1979, 1985) Cuarzo monocristalino, feldespatos y fragmentos líticos, para las muestras de la Formación Palanz en el sector del Cerro Pororopo.

Es claro que en ninguna de las unidades citadas describen fragmentos traquíticos o texturas fiamme que estarían asociadas a procesos fluidales y piroclásticos respectivamente, lo que podría sugerir la existencia de diversos eventos volcánicos asociados a una diferenciación magmática.


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6.3 PROVENIENCIA DE LA FRACCIÓN TERRÍGENA PRESENTE EN EL MIEMBRO KESIMA

Los núcleos de los ooides que constituyen el Miembro Kesima están compuestos por cuarzo monocristalino muy limpio y euhedral, cristales de plagioclasa con macla de albita y de composición albita – oligoclasa y fragmentos líticos volcánicos, vítreo cristalinos con matriz hialocristalina, incluso se observan texturas traquíticas en algunos de los núcleos, lo que evidencia que las unidades aportantes del material siliciclástico en el Miembro Kesima poseen características volcánicas explosivas muy semejantes a las que participaron en la acumulación de la Formación Palanz en la sección del Cerro Pororopo, asociadas con la Formación Rancho Grande, y la Riodacita de Ipapure – Cerro la Teta.


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7 EVOLUCION E HISTORIA DE LOS AMBIENTES DEPOSITACIONALES

Las asociaciones faciales identificadas y descritas en las secciones estratigráficas de la Formación Palanz y el Miembro Kesima, permiten elaborar la reconstrucción histórica de los eventos sedimentarios que dieron origen a esta formación. La evolución de los procesos sedimentarios son particulares y distintivos para cada una de las secciones estudiadas y se asocian directamente con diversos factores, como la distancia al área fuente del material, la pendiente de la superficie donde se generaban, las condiciones energéticas del medio de trasporte e incluso las condiciones de exposición a agentes meteóricos y la temperatura reinante en el momento de la depositación. De acuerdo con Zuluaga et al., (2009) durante el Cretácico inferior y hasta el Cretácico tardío, se generó una cuenca de margen pasivo tipo atlántico en toda Colombia, incluida la Alta Guajira, lo que permitió las ingresiones marinas desde el Hauteriviano hasta el Turoniano en una plataforma basculada hacia el NNW a lo largo del flanco norte y occidental del escudo de la Guyana. Sin embargo, las evidencias estratigráficas y depositacionales encontradas en la Formación Palanz permiten inferir que durante el pre y el post-Hauteriviano existieron aéreas emergidas sometidas a una continua denudación, erosión y retrabajamiento con intervalos de estabilidad y reactivación tectónica de las áreas y unidades de aporte.

7.1 HISTORIA DEPOSITACIONAL DE LA FORMACIÓN PALANZ EN LA SECCIÓN DE PUNTA ESPADA

El conjunto de características litofaciales de las seis asociaciones descritas en la sección estratigráfica de Punta Espada, permiten interpretar eventos progradantes de abanicos aluviales de distintos tipos y configuraciones, con la intervención esporádica de ambientes marinos someros.

Durante el inicio de la sedimentación de la Formación Palanz se produjeron procesos de abanicos aluviales proximales dominados por flujos de escombros, ubicados en el segmento medio del abanico (cf. Stanistreet & McCarthy, 1993), con una gran cercanía a las áreas de aporte y tributarios de alta energía, que disectaban fuertemente los orógenos emergidos con altas pendientes (Figura 56 a) que correspondían al Neis de Jojoncito, Neis de Macuira y la Granodiorita de Siapana. Los orógenos se mantuvieron emergidos durante todo el Cretácico inferior en el sector de Punta Espada, convirtiéndose en las principales unidades de aporte de sedimentos, dichos levantamientos estarían asociados probablemente al accionar de la Falla de Simarua y Uraitchipa. El desarrollo del abanico continúa con la aparición de facies dominadas por flujos laminares ubicadas en la parte media del abanico donde la turbulencia y potencia de los canales tributarios disminuye ligeramente dando paso a secuencias granodecrecientes e imbricadas (Figura 56 b) activadas por lluvias intensas y flujos intermitentes rápidos que van decreciendo paulatinamente hasta llegar incluso a fases donde el aporte de detritos al abanico era tan bajo que producía la generación de materia orgánica y la exposición subaérea. Dicha exposición permitía la alteración meteórica de algunos de los intervalos, evidenciados en la aparición de minerales arcillosos tipo vermiculita o 14Cl – 14V que son el resultado de la degradación parcial de minerales


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iliticos por agentes meteóricos. El sistema progradante evoluciona a abanicos aluviales dominados por flujos laminares, que son cada vez menos canaliformes y más amplios, desarrollados en la parte distal del abanico en regiones marginales con pendientes muy bajas, donde la potencia de los eventos conglomeráticos decrece aunque siempre está presente, lo que se asocia con una etapa de tranquilidad y reducción en las tasas de aporte, que favoreció el desarrollo de vegetación menor y paleosuelos (Figura 56 c) en un ambiente de climas cálidos, interpretados a partir de la ocurrencia de illita como mineral arcilloso principal. Una ligera reactivación en las áreas de aporte, o el incremento estacional de las lluvias en la región provoco el aumento en la energía de los canales tributarios existentes en el abanico aluvial, produciendo depósitos de flujos canaliformes ubicados en la parte intermedia del abanico, con aporte constante e ininterrumpido (Figura 57 a). Este sistema aluvial progradante fue rápidamente inundado por una transgresión marina, afectada por tributarios efímeros (Figura 57 b), mostrando una estabilidad en la cuenca asociada con los eventos marinos transgresivos del Hauteriviano que se ven reflejados también en la acumulación del Miembro Kesima en la Serranía de Cosinas. El último evento registrado en la sección de Punta Espada corresponde a una fuerte reactivación del tectonismo en el área o a un cambio abrupto en la pendiente depositacional y en la tasa de sedimentación que se ve representada en la generación de flujos canaliformes potentes (Figura 57 c) semejantes a los que se presentaban en el inicio de la sedimentación.


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Figura 56. Reconstrucción paleoambiental de asociaciones faciales de la Formación Palanz en la sección de Punta Espada. (a) Asociación facial 1, (b) asociación facial 2, (c) asociación facial 3.


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Figura 57. Reconstrucción paleoambiental de las asociaciones faciales de la Formación Palanz en la sección de Punta Espada. (a) Asociación facial 4, (b) asociación facial 5, (c) asociación facial 6.


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7.2 HISTORIA DEPOSITACIONAL DE LA FORMACIÓN PALANZ EN LA SECCIÓN DEL CERRO POROROPO

Las fases iniciales de la acumulación de la Formación Palanz en la sección del Cerro Pororopo estarían relacionadas con ambientes fluviales trenzados de alta energía, desarrollados sobre pendientes de inclinación moderada y que transportaban de manera caótica los materiales procedentes de la formacion Rancho Grande y de la Riodacita de Ipapure (Figura 58 a). La transición de estos ambientes de alta energía a otros más distales y de carga en suspensión, no se logro determinar debido a la falta de continuidad en la sección, sin embargo se asume que gracias a una disminución en el ángulo de la pendiente se produjo el cambio de un rio esencialmente trenzado a uno meandriforme (cf. Fernández et al., 1987) representado por las asociaciones de facies II y III (Figura 58 b). Posterior a estos procesos fluviales, se produce la ingresión paulatina de un mar somero, con baja intensidad del oleaje que ocasionalmente es intervenido por corrientes efímeras generando ambientes de planicies deltaicas dominadas por ríos meándricos, evidenciando una estabilidad tectónica local y una gran distancia hasta las áreas de aporte. Variaciones mínimas en la tasa de sedimento aportada a la cuenca e incrementos puntuales en el accionar del oleaje se evidencian en la asociación facial V (Figura 58 c). El último episodio registrado en la sección corresponde a un incremento abrupto en la tasa de aporte de la cuenca, asociado probablemente a tectonismo local.

7.3 HISTORIA DEPOSITACIONAL DEL MIEMBRO KESIMA EN LAS SECCIONES DE TRIJAJAIN Y YARRARI

Los trabajos de campo desarrollados en las localidades donde el Miembro Kesima mostraba sus mejores exposiciones, no permitieron encontrar un sector donde la unidad descansara de manera concordante sobre las areniscas inferiores de la Formación Palanz reportadas por Renz (1960) y Rollins (1965). Como se mencionó anteriormente, el Miembro Kesima se presenta en contacto fallado contra la Formación Cuisa de edad Kimmeridgiano. Es probable que en los sectores orientales de la Alta Guajira donde se analizaron las secciones de Trijajain y Yarrari, el accionar de la falla de Cosinas haya sido tan intenso que fue capaz de eliminar por completo el segmento arenoso basal de la Formación Palanz. Partiendo de esta premisa, se puede afirmar que durante el Hauteriviano, en el sector sur de la actual Serranía de Cosinas, se produjo un evento transgresivo con intervalos locales del incremento en el nivel del mar evidenciados en las asociaciones faciales descritas para el Miembro Kesima. De esta manera, sobre las rocas preexistentes de la Formación Palanz que corresponderían a sistemas fluviales meandriformes muy semejantes a los descritos en la sección estratifigráfica del Cerro Pororopo, en las asociaciones faciales IV y V, se inicio un evento transgresivo gradual, que dio como resultado una cuenca marina somera y cálida, en una rampa interna, sometida a un fuerte oleaje, representada por la asociación facial A. La línea de costa, se ubicaba probablemente hacia el norte de la Falla de Cocinas, en lo que actualmente corresponde al sector de Yarrari (Figura 59 a). El incremento relativo en el nivel del mar asociado a un evento local de “highstand system track” se evidencia con la aparición de pesudocolonias coralinas en la asociación facial B, que cubrió progresivamente las barras o ‘shoals” generadas durante la primer ingresión marina y que


120

se convirtieron en barreras que restringían el accionar del oleaje, facilitando la generación de ambientes de “back reef” con aguas de baja energía, turbulencia y aporte siliciclástico (Figura 59 b). El último evento registrado en el Miembro Kesima obedece a una caída relativa del nivel del mar, donde el incremento en la energía del oleaje y la reactivación del aporte terrígeno de canales tributarios, producen la extinción total de los corales escleractinidos y facilita la generación de un nuevo ciclo oolítico de mayor energía representado por la asociación facial C (Figura 59 c).


121

Figura 58. Reconstrucción paleoambiental de la Formación Palanz en el sector de Pororopo. (a) Asociación de facies I, (b) asociación de facies II y III, (c) asociación de facies IV y V.


122

Figura 59. Reconstrucción paleoambiental del Miembro Kesima. (a) asociación de facies A, (b) asociación de facies B, (c) asociación de Facies C.


123

8 CONCLUSIONES La Formación Palanz en el sector nororiental de la Alta Guajira, en la sección de Punta

Espada fue depositada en ambientes fluviales de alta energía asociados a abanicos aluviales dominados por flujos de detritos que migraban progresivamente a abanicos intermedios dominados por flujos laminares.

Los intervalos marinos identificados en la sección de Punta Espada corresponden a depósitos transgresivos de baja energía en un mar restringido.

Las unidades que se mantenían emergidas y fueron erodadas durante la acumulación

de la Formación Palanz, en el sector de Punta Espada corresponden al Neis de Jojoncito, Neis de Macuira y la Granodiorita de Siapana. Dicha interpretación se sustenta en los análisis petrográficos y mineralógicos de DRX.

Durante la depositación de la Formación Palanz en Punta Espada se generaron

fenómenos de bajo aporte de sedimentos lo que produjo el desarrollo de paleosuelos sometidos a meteorización subáerea que facilito el crecimiento de plantas menores y la degradación de minerales arcillosos como illita a vermiculita e interestratificados 14Cl-14V.

En la depositación de la Formación Palanz en el sector sur de la Serranía de Cosinas se

presentaron ambientes de ríos meandriformes con carga en suspensión, que desembocaban en un mar restringido de bajo oleaje, generando una planicie deltaica que favorecía la actividad de organismos como cangrejos o langostinos.

Los análisis composicionales y texturales de la sección del Cerro Pororopo permitieron

concluir que las unidades fuente en este sector corresponden esencialmente a la Formación Rancho Grande de edad Triásico-Jurasico y a la Riodacita de Ipapure – Cerro de la Teta.

Los ambientes meandriformes y de planicies deltaicas permitieron la exposición

subáerea y posterior meteorización de los sedimentos depositados, produciendo la neoformación de minerales esmectíticos tipo montmorillonita a partir de los materiales volcánicos.

La generación de un ambiente deltaico restringido de baja energía del oleaje indica una

estabilidad tectónica local, con bajo aporte terrígeno asociado a la distancia del área fuente.

La depositación del Miembro Kesima al sur de la Falla de Cosinas, se dio durante el

Hauteriviano en ambientes marinos someros, de plataforma interna carbonatada y mixta, con altos niveles del oleaje que facilitaron la generación de barras o “shoals” constituidas por ooesparitas y oobioesparitas.


124

El rápido ascenso del nivel del mar permitió el crecimiento de arrecifes en parche o

pseudocolonias en las que florecieron corales esclerectinidos cefaloides del género Actinastraeopsis sp. reportados por primera vez en Suramérica.

El análisis litofacial y la asociación faunística presente en el Miembro Kesima

permiten concluir que el paleoclima reinante durante el Hauteriviano en la Alta Guajira correspondía a temperaturas cálidas relativamente altas que oscilaban entre 25 y 35°C, con aguas oxigenadas y agitadas, con bajo aporte de sedimentos y niveles normales de salinidad entre el 20 y el 30%.


125

9 RECOMENDACIONES La interpretación de las áreas de aporte para la sección estratigrafía de Punta Espada se

logro gracias al conocimiento previo obtenido durante el desarrollo del proyecto cartográfico de la Alta Guajira, en el que se analizaron múltiples muestras de diversas unidades entre ellas el Neis de Jojoncito y de Macuira. Para complementar estas interpretaciones sería muy conveniente aplicar la técnica de catodolumiscencia tanto a las muestras provenientes de las unidades metamórficas como a los fragmentos incluidos en la Formación Palanz y así determinar su relación directa a través de la determinación de homogeneidad cristalina, intercrecimiento e impurezas composicionales.

Aunque las variaciones en la mineralogía de arcillas de la sección de Punta Espada son escasas, permiten hacer valiosas interpretaciones acerca de las condiciones de meteorización y exposición subáerea de los depósitos. Por lo anterior se sugiere la aplicación de la metodología de DRX a la mayoría de intervalos que corresponden a depósitos con procesos avanzados de pedogénesis, para determinar cómo la meteorización transforma y degrada los minerales como illita y clorita a medida que la cuenca presenta variaciones en los ambientes de depositación.

Frente a la imposibilidad de realizar dataciones sobre la fase clástica de la Formación

Palanz y los resultados negativos que se obtuvieron con los análisis palinológicos donde no se recobro materia orgánica, se sugiere la datación de los minerales illíticos por medio de la técnica K/Ar y Rb/Sr para obtener la edad mínima del primer proceso de diagénesis que afecto a la secuencia como un estimativo relativo de la edad de depósito.

Los fragmentos líticos volcánicos que constituyen las rocas de la Formación Palanz en

la sección del Arroyo Pororopo, presentan múltiples texturas que evidencian la existencia de más de un evento volcánico, generado en el sector. El análisis detallado de estos fragmentos en la vertical, permitiría asociar los clastos acumulados en la Formación Palanz con eventos puntuales desarrollados bien, en la Riodacita de Ipapure o en la Formación Rancho Grande.

Se recomienda la datación de los circones presentes en las muestras recolectadas en la

sección del Cerro Pororopo para determinar con exactitud cuál fue su área fuente y la edad de la generación de los eventos volcánicos.

La aplicación de métodos de post-tratamientos como saturación con Cloruro de Litio o

Cloruro de Potasio a las muestras de la sección de Pororopo, permitirían la identificación de las especies de minerales arcillosos del grupo de las esmectitas, dando mayor detalle a los procesos de neoformación mineral a partir de materiales volcánicos.


126

El análisis litofacial y ambiental del Miembro Kesima se realizo de manera restringida en solo dos localidades y algunos puntos intermedios de muestreo, sin embargo, el Miembro Kesima se extiende hacia el occidente de manera continua. Se recomienda hacer análisis estratigráficos y muestreos detallados de esta unidad en los afloramientos occidentales para determinar la continuidad de los psudoarrecifes y los “shoals” identificados en las secciones de Trijajain y Yarrari.

Los avanzados procesos de diagénesis que se desarrollan sobre el Miembro Kesima

han destruido la mayoría de las estructura internas de los pólipos coralinos, aunque aún se mantienen algunos reductos de dichas estructuras, por lo tanto se sugiere un muestreo detallado de los organismos coralinos y su posterior clasificación taxonómica para comprender aun mas las condiciones ambientales y sedimentológicas del “back reef” desarrollado en la parte media del Miembro Kesima.

Se recomienda la identificación y clasificación especifica de las algas verdes y verde-

azules que se presentan como organismos incrustantes en las paredes de los corales, para estimar condiciones puntuales de temperatura y salinidad en el medio marino del “back reef” del Miembro Kesima.

Se sugiere el análisis geoquímico de los ooides por medio de transectas puntuales

desde el núcleo hasta la corteza externa, empleando el EPMA (electron probe micro-analyzer), lo que permitiría obtener valores de distribución para los elementos Sr y Mn, que permiten hacer inferencias directas acerca de los procesos diagenéticos, cementación temprana e introducción de aguas meteóricas durante la generación y litificación de las ooesparitas.

Se recomienda la realización de trabajos con mayor detalle en las fallas de Simarúa,

Cosinas y Uraitchipa, para lograr la comprensión de las componentes cinemáticas y la participación en el movimiento de los bloques emergidos durante el Cretácico inferior y así obtener reconstrucciones paleotectónicas más precisas.


127

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134

ANEXOS

ANEXO 1A. Columna Estratigráfica de la Formación Palanz en la Sección de Punta Espada. Escala 1:100 (En Bolsillo)

ANEXO 1B. Columna Estratigráfica de la Formación Palanz en la Sección del Cerro Pororopo. Escala 1:100 (En Bolsillo)

ANEXO 1C. Columna Estratigráfica del Miembro Kesima en la Sección de Trijajain. Escala 1:100 (En Bolsillo)

ANEXO 1D. Columna Estratigráfica del Miembro Kesima en la Sección de Yarrari. Escala 1:100 (En Bolsillo)

Ar/Lo Li Amf Af Am Ag Amg GuiGra Can

Esp

esor

(m)

No.

Cap

a

Columna Estratigráfica de la Formación PalanzArroyo Toromana - Atairuru

Punta EspadaEscala 1:100

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Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

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Pedogenesis

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Palinologia

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250

255

260

270

275

280

285

290

300

305

310

315

320

325

335

340

345

355

360

365

370

375

380

390

395

400

405

410

415

430

435

445

450

455

SD

SD

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SD

Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

Pedogenesis

Aso

ciac

ión

deF

acie

s1

Fm

. Cog

ollo

Infe

rior

Arreglo Caótico

Arreglo Caótico

Arreglo Caótico

Arreglo Caótico

Aso

ciac

ión

deF

acie

s2

Aso

ciac

ión

deF

acie

s3

Aso

ciac

ión

deF

acie

s4

Aso

ciac

ión

deF

acie

s5

Aso

ciac

ión

deF

acie

s6

58

DRXSD

CONVENCIONES

Arenitas

Arenitas con cemento CalcáreoLodolitas

Rizolitos

Materia Orgánica

Lentes de Arenitas

Difracción de Rayos XSección DelgadaDato Estructural

Limolitas/Limolitas arenosas

Estratificación Planoparalela DiscontinuaEstratificación Cruzada PlanarEstratificación Flasser

Estratificación Ondulosa

Lentes Conglomeráticos

Estratificación PlanoparalelaEstructuras sedimentarias

Estratificación ConvolutaEstratificación Lenticular

ImbricaciónGranodecrecimiento

Conglomerados arenosos conArreglo Caotico

Conglomerados arenososImbricados

Litología

Indicadores de actividad Biogénica

Analisis de Laboratorio yDatos Estructurales

Palinologia

Aso

ciac

ione

sFa

cial

ANEXO 1A

COLUMNA ESTRATIGRAFICA DE LAFORMACIÓN PALANZ

SECTOR DE PUNTA ESPADAX: 1829706; Y: 989406

Coordenadas origen Bogota Este Central

58

DRXSD

CONVENCIONES

Arenitas


Rizolitos

Materia Orgánica

Lentes de Arenitas



Estratificación Planoparalela DiscontinuaEstratificación Cruzada PlanarEstratificación Flasser

Estratificación Ondulosa



Estratificación ConvolutaEstratificación Lenticular

ImbricaciónGranodecrecimiento


Conglomerados arenososImbricados

Litología



Palinologia

Columna Estratigráfica de la Formación PalanzCerro Pororopo

Escala 1:100


Aso

ciac

ión

Faci

al

Esp

esor

No.

Cap

a

30

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

DRX

479

485

490

495

505

510

525

530

540

545

550

555

0

100

50

10

110

60

20

120

70

30

80

40

90

500

515

520

535

Aso

cia

cio

nd

eF

acie

sV

I

DRX

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SD

SDSD

SD

SD

SD

Aso

cia

cio

nd

eF

acie

sV

Aso

cia

cio

nd

eF

acie

sIV

Aso

cia

cio

nd

eF

acie

sIII

Aso

cia

cio

nd

eF

acie

sII

58

DRXSD

CONVENCIONES

Arenitas


Lentes de Arenitas



Estratificación Planoparalela DiscontinuaEstratificación Cruzada Planar



Granodecrecimiento


Litología



Thalassinoides suevicus

Aso

cia

cio

nd

eF

acie

sI

18

915

14

60

20

130

140

Fm

.M

oin

aF

m. U

itpa

na

Esp

esor

dela

Aso

ciac

ión

Discordancia

ANEXO 1B

COLUMNA ESTRATIGRAFICA DE LAFORMACIÓN PALANZ

SECTOR DEL CERRO POROROPOX:1792571 ; Y: 933802



Aso

ciac

ión

Fac

ial

Esp

esor

deA

soci

ació

n(m

)

Columna Estratigráfica del Miembro KesimaSector de Trijajain

Escala 1:100

0

10

20

30

40

Falla de Cocinas

Fm

. CU

ISA

58

DRXSD

CONVENCIONES

Arenitas

Arenitas con cemento Calcáreo



Litología


Bioesparita

Bioesparita arenosa

Biomicrita

Ooide

Ooide con Microfabrica Radial

Ooide Superficial

Gastropodos

Equinodermos

Foraminíferos Bentónicos

Esponjas calcareas

Corales

Foraminíferos Planctonicos?

Constituyentes bioclasticos y Aloquímicos


AB

C9

1820

Fm

.Pal

anz

Esp

esor

(m)

ANEXO 1C

COLUMNA ESTRATIGRAFICADEL MIEMBRO KESIMASECTOR DE TRIJAJAIN

X:1803324 ; Y:956611Coordenadas origen Bogota Este Central

Ar/Lo Li Amf Af Am Ag Amg GuiGra CanA

soci

ació

nF

acia

l

Esp

esor

deA

soci

ació

n(m

)

Columna Estratigráfica del Miembro KesimaSector de Yarrari

Escala 1:100

0

10

20

30

40

Falla de Cocinas

Fm

. CU

ISA

58

DRXSD

CONVENCIONES

Arenitas

Arenitas con cemento Calcáreo



Litología


Bioesparita

Bioesparita arenosa

Biomicrita

Ooide

Ooide con Microfabrica Radial

Ooide Superficial

Gastropodos

Equinodermos

Foraminíferos Bentónicos

Esponjas calcareas

Corales

Foraminíferos Planctonicos?

Constituyentes bioclasticos y Aloquímicos


AB

C13

1414

Fm

.Pal

anz

Esp

esor

(m)

ANEXO 1D

COLUMNA ESTRATIGRAFICADEL MIEMBRO KESIMA

SECTOR DE YARRARIX:1802670 ; Y: 949289



135

ANEXO 2A. Sinopsis de los resultados petrográficos con cálculos de composición modal, para las muestras de la Formación Palanz en el sector de Punta Espada, donde F = Fino, M = medio, G = Grueso Mg = Muy grueso. Qm = Cuarzo monocristalino, Qp = Cuarzo policristalino, Plag = plagioclasas, Fk = feldespato potásico, Lv = lítico volcánico, Lsed = lítico sedimentario o intraclasto, Qt= Cuarzo total, Lt = líticos totales.

Muestra Tamaño de grano Total de

Fragmentos y Cristales

Fragmentos y cristales Calculo modal

Qm Qp Plag Fk Lv Lsed Circones Biotita Matriz illitica Qt Qm F Lt

ES ‐1 M ‐ Mg 292 137 14 102 32 2 4 ‐ 1 8 51,7 46,9 45,9 2,1

ES ‐4 G ‐ Mg 272 102 18 98 50 4 ‐ ‐ ‐ 28 44,1 37,5 54,4 1,5

ES ‐ 20 M ‐ Mg 283 97 20 103 57 ‐ 6 ‐ ‐ 17 41,3 34,3 56,5 2,1

ES ‐ 24 G 300 119 12 97 65 2 ‐ 2 3 ‐ 43,7 39,7 54,0 0,7

ES ‐ 28 M ‐ G 240 112 9 62 49 ‐ ‐ 2 6 40 50,4 46,7 46,3 0,0

ES ‐ 39 Mg ‐ M 300 142 28 71 42 7 ‐ 2 8 ‐ 56,7 47,3 37,7 2,3

ES ‐ 48 F ‐ G 267 128 29 60 42 1 ‐ 2 5 39 58,8 47,9 38,2 0,4

ES ‐ 68 M 243 85 17 85 46 2 1 ‐ 7 57 42,0 35,0 53,9 1,2

ES ‐ 82 G 203 67 17 71 43 ‐ 5 ‐ ‐ 97 41,4 33,0 56,2 2,5

ES ‐ 110 G 298 101 33 84 51 8 21 ‐ ‐ 2 45,0 33,9 45,3 9,7

ES ‐ 112 M ‐ F 246 83 19 101 39 4 ‐ ‐ ‐ 54 41,5 33,7 56,9 1,6

ES ‐ 219 G ‐ Mg 278 88 21 110 53 6 ‐ ‐ ‐ 22 39,2 31,7 58,6 2,2

ES ‐ 247 M 231 81 35 72 37 2 6 67 50,2 35,1 47,2 0,9

ES ‐ 294 M 300 130 23 99 46 2 ‐ ‐ ‐ ‐ 51,0 43,3 48,3 0,7

ES ‐ 347 F 298 116 26 79 65 11 ‐ 1 ‐ 1 47,7 38,9 48,3 3,7

ES ‐ 380 M 275 103 31 85 44 ‐ 12 ‐ ‐ ‐ 48,7 37,5 46,9 4,4


136

ANEXO 2B. Sinopsis de los resultados petrográficos con cálculos de composición modal, para las muestras de la Formación Palanz en el sector del Cerro Pororopo. Qm = Cuarzo monocristalino, F = Feldespatos, Lt = líticos totales.

Muestra Total de

fragmentos y cristales

cuarzo Plagioclasa

Fragmentos Líticos

Circón Moscovita Opacos Cemento espar

Matriz Illítica

Calculo modal Líticos volcánicos

Lítico metamórfico

Lítico ígneo con

textura grafica

Qt F Lt Vítreo-cristalino

Cristalino - vítreo

Vítreo - lítico

Vítreo - cristalino

con textura fluidal

Vítreo cristalino

con textura traquítica

ES 480 201 27 63 62 18 1 3 5 13 3 3 0 3 0 0 13,4 31,3 52,2

ES 487 180 23 42 50 22 4 5 16 16 2 0 0 0 24 0 12,8 23,3 63,9

ES 501 187 35 36 47 29 2 6 14 18 0 0 0 0 13 0 18,7 19,3 62,0

ES 513 187 24 57 53 23 2 3 12 8 2 0 0 3 13 0 12,8 30,5 55,1

ES 519 200 38 32 55 32 0 29 6 8 0 0 0 0 0 0 19,0 16,0 65,0

ES 524 201 50 39 67 20 2 5 5 11 1 1 0 0 0 0 24,9 19,4 55,2

ES 533 110 31 20 51 1 0 0 0 6 0 1 0 0 0 90 28,2 18,2 52,7

ES 535 200 43 38 23 50 1 17 15 10 0 1 0 2 0 0 21,5 19,0 58,0

ES 541 175 24 30 38 48 4 21 4 6 0 0 0 0 25 0 13,7 17,1 69,1

ES 544 200 45 25 40 49 3 16 9 13 0 0 0 0 0 0 22,5 12,5 65,0

ES 553 201 53 51 50 23 2 9 2 8 2 0 1 0 0 0 26,4 25,4 47,8

portada - bdigital.unal.edu.co · mostró la recurrente ocurrencia de illita (10Å) como el mineral...

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