UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID FACULTAD DE CIENCIAS GEOLÓGICAS TESIS DOCTORAL MEMORIA PARA OPTAR AL GRADO DE DOCTOR PRESENTADA POR Ana María Correa Tamayo DIRECTOR: Eumenio, dir Ancochea Soto Madrid, 2015 © Ana María Correa Tamayo, 2009 Estudio petrologico, geoquímico y vulcanológico para establecer la evolución magmática del complejo volcánico Nevado del Huila, Colombia Departamento de Petrología y Geoquímica T Universidad Complutense de Madrid Facultad de Ciencias Geologicas Departamento de Petrologia y Geoquimica %», UNIVERSIDAD COMPLUTENSE lllllllllllillll Tesis Doctoral Ana Maria Correa Tamayo ESTUDIO PETROLOGICO, GEOQUIMICO Y VULCANOLÔGICO PARA ESTABLECER LA EVOLUCIÔN MAGMÀTICA DEL COMPLEJO VOLCÂNICO NEVADO DEL HUILA, COLOMBIA # Dirigida por: Dr. Eumenio Ancochea Soto M adrid 2009 Tesis Doctoral ESTUDIO PETROLOGICO, GEOQUIMICO Y VULCANOLÔGICO PARA ESTABLECER LA EVOLUCIÔN MAGMÀTICA DEL COMPLEJO VOLCÂNICO NEVADO DEL HUILA, COLOMBIA Esta memoria realizada por Ana Maria Correa Tamayo, bajo la direcciôn del Dr, Eumenio Ancochea Soto, ha sido presentada en ci Departamento de Petrologia y Geoquimica de la Facultad de Ciencias Geologicas, para optaral grado de Doctora por la Universidad Complutense de Madrid Universidad Complutense de Madrid Facultad de Ciencias Geologicas Departamento de Petrologia y Geoquimica M adrid 2009 A Nubia y Alberto...por su total entrega...mâs alla de ser buena madré y buen padre...son los dos pilares fundamentales de mi vida...esta tesis es màs de ambos que mia...con todo mi amor y gratitud... A mipequena familia...que se hace grande cuando los momentos se tornan demasiado dificiles para ser super ados en solitario...también todo mi amor y gratitud. Oh viviente lugar de los cremosos manontiales, de los vastos oleajes de la espiga. de las rutas crépitantes y escarlatas del basalto; Oh lugar de glacial region donde la aurora irisa, donde exubera el géiser. del fugaz anochecer acribilldndose de los soles y luciérnagas. Tornado de “Un dia en el parai'so” de Carlos Framb - poeta antioqueno - Colombia. A pesar de lo dificily doloroso quepueda ser a veces llegar hasta ti... lo que màs deseo es conocerte...no conquistarte... porque me has regalado momentos gloriosos. Escrito en campana de campo al Volcan Nevado del Huila, 20 junio a 10 julio de 2002. Agradecimientos Por que en la portada de esta tesis debf haber escrito “hecha por Ana M aria Correa Tamayo y otros”, porque son muchas las personas que me respaldaron y ayudaron a llegar al final de esta ardua y dificil tarea...aqui dejo plasmada mucho màs que la gratitud y el justo reconocim iento.. .aqui dejo pruebas de mi afecto a cada una de las personas que han hecho que esta tesis tenga mucho màs sentido...Com o dije en el momento de entregar la tesis a revision “ lo bonito y màs valioso de esta tesis es la cantidad de personas que hay detràs de ella” . . .No hay milagro que no se logre sino es como resultado de la acciôn e intervenciôn de muchas manos y mentes. Por haberme ayudado a hacer posible esta tesis...en mi corazôn toda mi gratitud a todas las personas e instituciones que me ayudaron...Se hace dificil comenzar a enumerar, por el temor a caer en el descuido u om isiôn.. .o no alcanzar a mencionar a todas las personas. Pero antes que todo, quiero brindar acà mi màs sentido tributo de gratitud y carino a “Mi Jefe”, el Doctor Eumenio Ancochea Soto, mucho màs que mi director y coautor de esta tesis...puedo decir que ha sido como un padre...en las tierras espanolas. Todo comenzô, cuando mi amigo y primer mentor, y uno de los pioneros de la vulcanologia en Colombia, Hector Cepada, me présenté en el Observatorio Vulcanolôgico y Sismolôgico de Popayàn (OVSP), del INGEOMINAS, al que se convertiria en el objeto de todo mi interés e incluso de mis querencias.. .el volcàn Nevado del H u ila .. .a Hector Cepeda debo “haberme echado este grandiose novio” ...no tengo como agradecerlo. Eue alli, en el OVSP, donde se constituyo una de mis otras familias (por tuera de mi familia de sangre) que con alegria y carino me apoyaron en los inicios de este proceso. A todo el personal del OVSP, con quienes tuve la oportunidad de compartir en diferentes intervalos de tiempo desde 1995 a 2002, algunos y algunas son aun grandes y muy queridos amigos y amigas, inmensa gratitud les debo. Muy especialmente quiero mencionar a Bernardo Pulgarin, quien tue mi jefe y companero de campanas de campo y de muchas y duras jornadas de trabajo, gracias por confiar en mi, gracias por su apoyo y ejemplo. Eue fundamental también la ayuda de Teodardo Carrillo (excelente y querido companero y asistente en cuatro campanas de campo), Guido Arcos (gran companero y dibujante, el mapa no existin'a sin él), Arley Vêlez (gentil companero y asistente en una campana de campo) y Francisco Reyes y Manuel Castro (también dos excelentes companeros y asistentes en una campana de campo). Ademàs estuvieron ahi siempre, con su valiosi'simo apoyo y entranable carino: Monica Arcila, Fabiola Rodriguez, Patricia Torres, Adriana Agudelo, Cecilia Rincon, Carlos Eduardo Cardona y Juan Carlos Diago. Sé que algunos nombres se me escapan en este momento, pero que sepan que a cada persona, que en el OVSP me dio su amistad y apoyo, le estoy màs que agradecida. Hay un grupo de nueve hombres, los que llamo verdaderos Caballeros de Acero, que fueron nuestros gui'as y/o ayudantes de campo, que llevaron a sus espaldas unas cargas tremendas, durante comisiones de hasta 18 dfas, sin ellos no hubiéramos podido ascender al Huila, sin ellos esta investigaciôn realmente no hubiera sido posible, ellos nos acompanaron en varias com isiones...a ellos mi gratitud, respeto y admiraciôn: guias del INDERENA: Antonio Andrade (2) y Regulo (1); de la poblaciôn de Puracé: José Vargas (3), Dario Urbano (2) y Edgar Piso (2); y de la poblaciôn de Tacueyo: Leonel Manquillo ( 1 ), Carlos Arturo Caso ( 1 ), James Noscue (1) y Carlos Dorado (1). Posteriormente, después incluso de una interrupciôn de algunos ahos, en un momento en el que crei que estaba a punto de abandonar incluso la Geologia, en mi camino se cruzaron très personas, también del INGEOMINAS, que hicieron posible que volviera a retomar el rumbo de esta investigaciôn. En el 2001, la doctora Marta Lucia Calvache, el doctor Fernando Munoz, mi amigo el ingeniero Fernando Ramirez y nuevamente Héctor Cepeda, me apoyaron para que en el INGEOMINAS, se aprobara un proyecto, para dos ahos, sobre el Volcàn Nevado del Huila. Durante un aho (2002) se pudo realizar diversas actividades, entre ellas una nueva campana de campo, que permitieron retomar la investigaciôn y avanzar en cl conocimiento de diverses aspectos del Volcàn Nevado del Huila. Desafortunadamente, debido a la reestructuraciôn que sufriô el INGEOMINAS, decretada por directrices gubemamentales nacionales, no tue posible continuar, por un segundo aho (2003), con la investigaciôn sobre dicho volcàn.. .De nuevo sin apoyo institucional, ni recursos, debimos esperar el volcàn y yo a que la suerte volviera a semos favorable. Entre aquella primera fase inicial en el INGEOMINAS (1995 - 1996) y la posterior reanudaciôn de la tesis con apoyo institucional (2002) tue mi primera estancia en Madrid, para llevar a cabo mis cursos de doctorado (1997 - 1999), en el Departamento de Petrologia y Geoquimica de la Facultad de Ciencias Geolôgicas de la Universidad Complutense de Madrid. Fue en esta época, en la cual conoci y entraron a formar parte de este proceso, un grupo de personas, muy especial, que en diversas formas, con sus “granitos de arena” o invaluable ayuda, me apoyaron para que pudiera yo culminar mi tesis, algunas de ellas se constituyeron en otra familia, la que ademàs de apoyo me brindô su amistad y cariho en Espaha, espero no olvidarme ninguna de ellas: Eumenio Ancochea, José Luis Brandie (los considero como coautores de mi tesis), Pedro Castiheiras (el experto “arm ador” de este volumen), Carmen Galindo, Cristina De Ignacio, Cecilia Pérez-Soba, Carlos Villaseca, Raquel Herrera, Maria José Huertas, Cesar Câsquet, Soledad Femândez-Santin, Juanita Sagrado, David Orejana, Marian, Carmen y Pedro (del Taller de Petrologia), Beatriz y Victor (de la Secretaria del Departamento) y Esther Sanz. Larbi, Pepa, Andrea, Jenny, Alicia y Rebeca (companeras del Despacho de Doctorandos, en diversos momentos). Asi mismo fue importantisima la ayuda del profesor Roberto Oyarzùn (revisor del capitulo 2), el profesor José Francisco Martin (revisor del capitulo 3), el profesor José del Tânago y Alfredo (en el anâlisis con M icrosonda), y en el Departamento de Geodinâmica Interna del profesor Alfonso Munoz, Loreto y José. Quiero también dar mis màs sentida muestra de gratitud a todas aquellas personas del Decanato (Agustin, Sol, Elena y Ricardo), la Secretaria y Personal de la Facultad (Mercedes, Lidia, Nicasio, Ana, Almudena, M aria Angeles, Rosa y M aria José) que siempre fueron tan amables y afectuosos. Doy gracias también al personal del Laboratorio de Geocronologia, dirigido por la profesora Carmen Galindo, que realizaron los anàlisis isotôpicos lo màs pronto que les fue posible, para que alcanzàramos a incluirlos en este trabajo. Otro grupo de personas que fueron igualmente importantes para el desarrollo de esta tesis, se encuentran en la Universidad Nacional de Colombia, algunas de ellas son antiguos profesores durante mi formaciôn como Geôloga, quienes cuando necesite ayuda, estando en Colombia, durante el intervalo comprendido entre 1999 y 2004, para poder continuar por mis propios medios con el desarrollo de mi tesis, no dudaron en hacerlo, ya como amigos: Inès Carmona, Oscar Ruiz (y su esposa M arie-Cecilie), Norberto Parra, Jorge Juliàn Restrepo, Humberto Gonzàlez y Diego Luis Aristizabal. También quiero agradecer a Marta Cecilia del Laboratorio de Petrologia, y los Vicedecanos de la Facultad de Ciencias de la Universidad, en 2003 y 2004. Quiero dar las gracias también al Doctor José Luis Macias de la UN AM (M éxico) por apoyar este trabajo con la hnanciacion de dataciones radiometricas. Asi mismo al Doctor Ariel Ortiz de la Universidad Nacional de San Luis (Argentina) por sus comentarios y correcciones. A toda mi familia, mi papà, mi mamà, mis hermanas Alejandra, Isabel, mi hermano Carlos Alberto, mi sobrina Sarita, mi sobrino Juan Pablo, mi tio Gustavo (su esposa Consuelo y mis primos Daniel y Juan Sebastiàn), mi tia Derly, mi abuelo y abuela maternos, y mi cunado Carlos Andrés, por todo ese invaluable apoyo y carino, he de dar mucho màs que las gracias...es ella uno de los pilares fundamentales de mi Vida, como ya lo dije antes, a ella dedico mi tesis. Ademàs del inmenso apoyo, afectivo y econômico, por parte de papà y mamà, quiero resaltar la ayuda concreta también de mis hermanas y mi tio, que tomaron parte de sus tiempos para darme una manito en diversas tareas. También quiero dar gracias a mi prima M aria Edith y a mi tia Libia y sus hijas Cecilia y Lucy. Por su afecto, ese que a veces le da a uno la fuerza para seguir en pie en las arduas luchas, quiero dar gracias también a mis amigas y amigos, en Espaha, Colombia y otros sitios del mundo, algunas de estas personas ya se han ido de mi vida, pero fueron importantes en su momento; otras siguen y mas que amigas, han sido como hermanas del alma: Alba Nubia, Beatriz, Carmen Helena, Carmen, Carol, Carolina, Claudia Pineda, Claudia Quiceno, Carlos Cuartas, Carlos Zapata, Deysi, Diana, Elsy, Gloria, Guadalupe, Gene, Gustavo Adolfo, Indira, Isabel Cristina,, Jarveis, Javier, Juan José, Katherine, Luz Estela, Loren, Luis Fernando, Luis Carlos, Luiz, Maria Isabel, Maria Teresa, Maribel, Marta, Monica, Nairobi, Patricia, Santiago, Veronica y Zurihe. El cariho y ayuda de Don Cristino y Doha Magdalena, también fue importantisimo, contar con ellos fue como tener abuelos en Espaha. En cuanto al apoyo institucional, ademàs del justo reconocimiento a INGEOMINAS, la UCM y la UNAL, es imperativo el reconocimiento y agradecimiento a las dos instituciones que me concedieron becas en diferentes momentos. Inicialmente fui “becaria del Gobiemo Colombiano durante dos ahos (entre 1996 y 1998) en el Program a de Cupos en el Colegio Mayor Miguel Antonio Caro de Madrid” . Posteriormente conté “con el apoyo del Program a AlBan, Programa de becas de alto nivel de la Union Europea para América Latina beca n° E04D038987CO”, durante el aho académico 2004/2005. Por ultimo quiero dar un agradecimiento especial, por sus sugerencias, a la Doctora Maria José Huertas (del Departamento de Petrologia y Geoquimica de la Facultad de Ciencias Geologicas de la UCM) y al Doctor Domingo Gimeno Torrente (del Departament de Geoquimica, Petrologia i Prospeccio Geolôgica de la Universitat de Barcelona), a quienes toco la misiôn de ser los evaluadores-revisores. Sencillamente, doy gracias a la Vida por pemiitimos hacer posibles estos pequehos milagros Indice INDICE 1. I N T R O D U C C IÔ N ...............................................................................................1 - 30 1.1 PLA N TEA M IEN TO G E N E R A L .............................................................................1 1.2 O B JE T ! V O S .................................................................................................................. 3 1.2.1 OBJETIVO GENERAL............................................................................................. 3 1.2.2 OBJET!VOS ESPECIFICOS.................................................................................... 3 1.3 ACTIVIDADES REALIZADAS Y M E T O D O L O G IA ...................................... 3 1.4 LO CA LIZA CIÔ N G EO G R À FIC A Y VIAS DE A C C E SO ...............................4 1.5 ASPECTOS G E O G R À F IC O S ..................................................................................7 1.6 ESTUDIOS A N T E R IO R E S..................................................................................... 11 1.6 . 1 TRABAJOS REALIZADOS ANTES DEL SISMO DE PÀEZ.............................. 12 1.6.2 TRABAJOS REALIZADOS DESPUÉS DEL SISMO DE PÀEZ......................... 13 1.6.3 TRABAJOS MÀS RECIENTES - SIGLO XXI......................................................17 1.7 VIGILA N CIA DEL C O M PL E JO VO LCA N ICO NEVADO DEL H U IL A ...........................................................................................................................25 1.8 EL VOLCÀN Y LOS PA ECES (PUEBLO NASA) 29 2. M A R C O G E O L Ô G I C O - T E C T Ô N I C O 31 - 60 2.1 M ARCO G E O LÔ G IC O TEC TÔ N IC O R E G IO N A L ......................................31 2.1.1 CORDILLERA DE LOS ANDES........................................................................... 31 2.1.2 ANDES DEL NORTE (ESQUINA NOROCCIDENTAL DE SURÀMERICA)............................................................................................... 34 2.2 CO N TEX TO M A G M À TICO R E G IO N A L.........................................................37 2.2.1 VOLCANISMO CENOZOICO EN LOS ANDES.................................................39 2.3 G EO LO G IA DE C O L O M B IA ............................................................................... 40 2.3.1 MAGMATISMO EN COLOMBIA........................................................................ 42 2.3.2 VOLCANISMO EN COLOMBIA.......................................................................... 43 2.3.3 GEOLOGIA DE LA CORDILLERA CENTRAL..................................................45 2.4 VOLCANISM O CU ATERNA RIO EN C O LO M B IA .......................................47 2.5 M A RCO TEC TÔ N IC O CO LOM BIA NO R E C IE N T E ................................... 49 Indice 2.6 MARCO GEOLOGICO-TECTONICO EN EL ENTORNO DELC VN H ...................................................................................................................52 2.6.1 GEOLOGIA DEL SECTOR DE LA CUENCA DEL RIO PÀEZ (TIERRADENTRO)................................................................................................52 2.6.2 BASAMENTO DEL COMPLEJO VOLCÂNICO NEVADO DEL HUILA (CVNH)...................................................................................................... 53 2.6.2.1 Rocas Metamôrficas del Paleozoico - Neis de Quintero (Pznq)......................55 2.6.2.2 Rocas Metamôrficas del Paleozoico - Complejo Cajamarca (Pzmc).............. 55 2.6.2.3 Rocas Intrusivas del Mesozoico - Batolito de la Plata (J?bp)..........................55 2.6.2.4 Rocas Metasedimentarias y Sedimentarias del Cretâcico (Kms).....................56 2.6.2.5 Rocas Intrusivas del Terciario (T?i).................................................................. 57 2.6.3 MARCO TECTÔNICO LOCAL.............................................................................57 3. GEOMORFOLOGIA 61 - 102 3.1 ASPECTOS MORFOLÔGICOS GENERALES DEL CVNH 64 3.1.1 PROCESOS EROSIVOS MODELADORES DEL PAISAJE EN EL CVNH.......................................................................................................... 69 3.2 El COMPLEJO VOLCANICO NEVADO DEL H U IL A ................................72 3.3 GEOMORFOLOGIA VOLCÀNICA DEL CVNH............................................75 3.3.1 GEOMORFOLOGIA VOLCÀNICA EN EL SECTOR SUR DEL CVNH.....................................................................................................81 3.3.2 GEOMORFOLOGIA VOLCÀNICA EN EL SECTOR CENTRAL DEL CVNH..........................................................................................84 3.3.3 GEOMORFOLOGIA VOLCÀNICA EN EL SECTOR NORTE DEL CVNH 86 3.3.4 GEOMORFOLOGIA VOLCÀNICA EN EL SECTOR DE LA LAGUNA....................................................................................................89 3.4 APROXIMACIÔN A LA HISTORIA ERUPTIVA DEL CVNH CON BASE EN CRITERIOS GEOM ORFOLÔGICOS.................................. 92 4. VOLCANOESTRATIGRAFIA ...............................................................103-146 4.1 EDIFICIO PRE-HUILA (Q lp ) ..............................................................................107 4.1.1 ESTADIO PRE-HUILA EN EL SECTOR SUR (Qlps)......................................108 Indice 4.1.2 ESTADIO PRE-HUILA EN EL SECTOR CENTRAL (Q1 pc)...........................110 4.1.3 ESTADIO PRE-HUILA EN EL SECTOR NORTE (Q 1 pn)................................113 4.2 EDIFICIO HUILA ( Q la - Q lr ) ............................................................................115 4.2.1 ESTADIO HUILA ANTIGUO EN EL SECTOR SUR (Q 1 a s)...........................118 4.2.2 ESTADIO HUILA ANTIGUO EN EL SECTOR CENTRAL (Q 1 ac).................119 4.2.3 ESTADIO HUILA ANTIGUO EN EL SECTOR NORTE (Q 1 an)..................... 120 4.2.4 LA AVALANCHA DE ESCOMBROS DEL PÀEZ (Qlae)................................122 4.2.5 DEPÔSITOS MORRÉNICOS ENTRE LOS ESTADIOS HUILA ANTIGUO Y HUILA RECIENTE (Ql-2gf).......................................................123 4.2.6 ESTADIO HUILA RECIENTE Y DOMOS EN EL PICO SUR (Q 2rs-Q 2d ).................................................................................................................124 4.2.6.1 Domos del Estadio Huila Reciente del Pico Sur (Q2d)................................... 126 4.2.7 ESTADIO HUILA RECIENTE EN EL PICO CENTRAL (Q2rc)..................... 127 4.2.7.1 Depôsitos de Flujo Piroclâsticos del Estadio Huila Reciente del Pico Central..................................................................................................132 4.2.8 ESTADIO HUILA RECIENTE EN EL PICO NORTE (Q2m)...........................134 4.3 SECTOR DE LA LAGUNA (Q ll) ........................................................................ 137 4.3.1 UNIDAD INFERIOR DEL SECTOR DE LA LAGUNA (Q 1 li)......................... 137 4.3.2 UNIDAD INTERMEDIA DEL SECTOR DE LA LAGUNA (Q 1 Im)................138 4.3.3 UNIDAD SUPERIOR DEL SECTOR DE LA LAGUNA (Q lls)....................... 139 4.4 LAS DATACIONES RESPALDAN EL ESQUEMA DE LA HISTORIA ERUPTIVA DEL CVNH PLANTEADO SEGÛN CRITERIOS GEOM ORFOLÔGICOS......................................................................................... 140 5. PETROGRAFIA .............................................................................................. 147-192 5.1 CARACTERISTICAS TEXTURALES Y COMPOSICIONALES GENERALES ..............................................................................................................150 5.2 ESTADIO PRE-HUILA (Q lp ) .............................................................................168 5.2.1 LAVAS DEL ESTADIO PRE-HUILA DEL SECTOR SUR (Qlps)............................................................................................................ 168 5.2.2 LAVAS DE ESTADIO PRE-HUILA DEL SECTOR CENTRAL (Qlpc).................................................................................................170 5.2.3 LAVAS DEL ESTADIO PRE-HUILA DEL SECTOR NORTE (Q lpn)......................................................................................................170 111 Indice 5.3 EDIFICIO HUILA (Q la - Q2r).............................................................................171 5.3.1 LAVAS DEL ESTADIO HUILA ANTIGUO DEL SECTOR S U R (Q las)................................................................................................................. 172 5.3.2 LAVAS DEL ESTADIO HUILA ANTIGUO DEL SECTOR CENTRAL (Qlac)................................................................................................ 174 5.3.3 LAVAS DEL ESTADIO HUILA ANTIGUO DEL SECTOR NORTE (Qlan)...................................................................................................... 175 5.3.4 LAVAS DEL ESTADIO HUILA RECIENTE DEL PICO SUR (Q2rs)............................................................................................................177 5.3.5 LAVAS DEL ESTADIO HUILA RECIENTE DEL PICO CENTRAL (Q2rc)................................................................................................. 178 5.3.5.1 Depôsitos de Flujos Piroclâsticos del Estadio Huila Reciente del Pico Central..................................................................................................... 180 5.3.6 LAVAS DEL ESTADIO HUILA RECIENTE DEL PICO NORTE (Q2m)......................................................................................................180 5.3.7 DOMOS DEL PICO SUR (Q2d)...........................................................................182 5.4 SECTOR DE LA LAGUNA (Q ll) 184 5.4.1 LAVAS DE LA UNIDAD INFERIOR DEL SECTOR DE LA LAGUNA (Q lli)................................................................................................... 184 5.4.2 LAVAS DE LA UNIDAD INTERMEDIA DEL SECTOR DE LA LAGUNA (Qllm )................................................................................................. 184 5.4.3 LAVAS DE LA UNIDAD SUPERIOR DEL SECTOR DE LA LAGUNA (Qlls)................................................................................................... 186 5.5 VARIACIONES PETROGRÀFICAS A LO LARGO DE LA HISTORIA ERUPTIVA DEL COMPLEJO VOLCÂNICO NEVADO DEL H U IL A ............................................................................................186 6. GEOQUIMICA ................................................................................................ 193 - 242 6.1 CLASIFICACIÔN Y AFINIDAD GEOQUIMICA 201 6.2 CARACTERIZACIÔN GEOQUIMICA GENERAL 206 6.2.1 ELEMENTOS MAYORES..................................................................................207 6.2.2 ELEMENTOS TRAZAS..................................................................................... 209 6.3 VARIACIONES GEOQUIMIC A S .................................................................... 210 6.4 VARIACIONES GEOQUIMICAS DESDE EL ESTADIO PRE-HUILA AL HUILA RECIENTE..............................................................219 IV Indice 6.5 COMPORTAMIENTO GEOQUIMICO DE LOS ELEMENTOS TRAZA..........................................................................................221 6.5.1 ELEMENTOS DE TIERRAS RARAS (REE)..................................................... 221 6.5.2 DIAGRAMAS MULTI-ELEMENTALES...........................................................226 6.5.3 PRESENCIA DE MAGMAS CON TENDENCIA ADAKITICA EN LA HISTORIA ERUPTIVA DEL CVNH.....................................................236 7. QUIMICA MINERAL ............................................................................. 243 -292 7.1 PLAGIOCL AS A S ...................................................................................................244 7.2 PIROXENOS ...........................................................................................................252 7.2.1 CLINOPIROXENOS.............................................................................................. 253 7.2.2 ORTOPIROXENOS............................................................................................... 256 7.3 ANFIBOLES............................................................................................................258 7.4 ÔXIDOS DE Fe-Ti..................................................................................................264 7.5 O LIVINO ..................................................................................................................269 7.6 M IC A S ...................................................................................................................... 270 7.7 M ATRIZ ....................................................................................................................272 7.8 ESTIMACIÔN DE LAS CONDICIONES DE CRISTALIZACIÔN .........................................................................................274 7.8.1 ILMENITA-MAGNETITA: FUGACIDAD DE OXIGENO Y TEMPERATURA............................................................................................. 275 7.8.2 PLAGIOCLASA Y FUGACIDAD DE OXIGENO............................................. 278 7.8.3 GEOTERMÔMETRO OLIVINO-CROMITA......................................................279 7.8.4 GEOTERMÔMETRO DE OLIVINO-LIQUIDO................................................. 280 7.8.5 GEOTERMÔBAROMETRO DE CLINOPIROXENO-LIQUIDO......................282 7.8.6 GEOTERMÔMETRO Y GEOBARÔMETROS DE ANFIBOL......................... 285 7.8.7 GEOTERMÔBAROMETRO DE PLAGIOCLASA-LIQUIDO.......................... 289 8. CONSIDERACIONES PETROGENÉTICAS 293 - 318 8.1 EL CVNH EN EL MARCO DE LA PETROGÉNESIS MAGMÀTICA DE LOS ANDES DEL N O R T E ............................................................................. 293 8.2 INDENTIFICACIÔN DE LOS PROCESOS PETROGENÉTICOS ......... 298 8.3 ORIGEN DE LOS M AGM AS ............................................................................. 301 Indice 8.4 ANALISIS DEL PROCESO DE DIFERENCIACION POR CRISTALIZACIÔN FRACCIONADA.............................................................. 308 8.4.1 MODELIZACIÔN DE ELEMENTOS MAYORES............................................... 310 8.4.2 MODELIZACIÔN CON ELEMENTOS MENORES............................................ 314 9. CONCLUSIONES 319 - 328 10. BIBLIOGRAFIA 329 - 354 ANEXOS Anexo 1. C âlculo del volum en, aproxim ado, de lavas em itido por Com plejo V olcânico del Nevado Del Huila. A n exo 2. In v e n ta rio de m u es tra s del C o m p le jo V o lc â n ic o del N ev ad o del H u ila y sus a n â lis is . A n exo 3. E sq u em as c o m p u e s to s de p o s ic iô n e s tr a t ig râ f ic a re la tiv a de las m u e s tra s c o le c ta d a s en el C o m p le jo V o lc â n ic o del N ev ad o del H u ila . A n exo 4. M apa g e o lô g ic o del C o m p le jo V o lc â n ic o del N ev ad o del H u ila . A n exo 5. C â lc u lo de p e n d ie n te s de a lg u n o s f lu jo s de lavas re p re s e n ta tiv e s en el C o m p le jo V o lc â n ic o del N ev ad o del H u ila . A n exo 6. M odelo de fic h a de d e sc r ip c iô n p e tro g râ f ic a . Anexo 7. Porcentajes modales (% vol.) aproximados. Anexo 8. Variaciôn horizontal, comparada, del grado de porfidismo y de la moda entre las unidades volcano-estratigrâficas del Complejo Volcânico del Nevado del Huila. Anexo 9. Variaciôn vertical (estratigrâfica), comparada, del grado de porfidismo y de la moda entre las unidades volcano-estratigrâficas del Complejo Volcânico del Nevado del Huila. Anexo 10. Resultados de anâlisis quimicos - Laboratorio de INGEOMINAS (Colombia) - Elementos mayores y elementos traza. VI Indice A n exo ll. Resultados de anâlisis quimicos - Laboratorio ACTLABS (Canadâ) - Elementos mayores, elementos trazas y REE. Anexo 12. Correlaciones de los anâlisis quimicos de las 22 muestras que fueron analizadas tanto en el Laboratorio de INGEOMINAS (Colombia) como en ACTLABS (Canadâ). Anexo 13. Algunas andesitas y dacitas “promedio” o tlpicas, definidas por diferentes autores. Anexo 14. Coeficientes de correlaciôn (r) calculados para cada uno de los elementos mayores, trazas y REE analizados en las lavas del CVNH. Anexo 15. Quimica Minerai: composiciôn quimica, formula estructural y términos finales de principales fases minérales del CVNH: plagioclasas, clinopiroxenos, ortopiroxenos, anfiboles, ôxidos y micas. Composiciôn quimica de matriz y microlitos. Anexo 16. Anâlisis de Relaciones Isotôpicas *^Sr/*^Sr y ’'^̂ Nd/*'̂ ‘̂ Nd. vil Introducciôn 1.- INTRODUCCION ENELCOMIENZO... El Complejo Volcânico Nevado del Huila (CVNH), es la estructura volcânica activa mâs alta de los Andes colombianos y antes de 1995 fue catalogado como un estratovolcân con actividad principalmente efusiva. Las investigaciones sobre el CVNH son necesarias debido a su alto potencial de amenaza, lo cual estâ fundamentado en diversos criterios: actividad sismica permanente registrada durante la ultima década del siglo XX y lo que va del présente siglo, una altura considerable, presencia de un glaciar de montana extenso, amplia y espesa cobertura de sedimentos fragmentarios que tapizan las laderas, presencia de fuentes termales y evidencia geolôgica de eventos de flujos piroclâsticos, colapso parcial y flujos de escombros. 1.1 PLANTEAM IENTO GENERAL Colombia, como otros paises que bordean el Océano Pacifico, estâ expuesta a amenazas naturales como los terremotos y las erupciones volcânicas, que pueden ser devastadoras y afectar el desarrollo econômico de una determinada zona o el pais en general. Las erupciones volcânicas pueden signiflcar un gran peligro para las personas y sus bienes, a pesar de su baja frecuencia relativa, puesto que tienen un gran impacto sobre amplias zonas en un corto intervalo de tiempo. En el registro de eventos volcânicos desastrosos se tiene en Colombia uno de los mâs lamentables episodios: el lahar que, en 1985, enterrô totalmente la poblaciôn de Armero, ubicada en la zona de influencia del Volcân Nevado del Ruiz. La actividad volcânica no représenta solamente una amenaza. Los volcanes han brindado grandes beneficios, en mineria, agricultura, industria, y como fuente de recursos energéticos, paisajisticos y médicinales, entre otros. Una erupciôn que produzca una capa de ceniza de menos de 20 cm de espesor es de gran utilidad en el mejoramlento de los suelos (Van Rose, 1993). La industria vinicola, por ejemplo, se ha desarrollado tradicionalmente en suelos volcânicos. La evaluaciôn de la amenaza volcânica es una herramienta fundamental en la prevenciôn y atenciôn de desastres y en los planes de ordenamiento territorial. Para ello es necesario llevar a cabo las investigaciones que permitan conocer y comprender este tipo de fenômeno. Los mapas de amenaza son uno de los resultados finales de estas investigaciones y deben ser 1 Capitulo 1____________________________________________________________________ tenidos en cuenta por los gobiernos al tomar decisiones sobre los planes de desarrollo. Cuando se élabora un mapa de amenaza volcânica se requiere informaciôn compléta sobre la geologia, la geomorfologia, la tipologia eruptiva, la estratigrafia y la evoluciôn magmâtica del volcân objeto de estudio. Todo esto nos permite establecer las caracteristicas su comportamiento interno y externo, tanto en el présente como en el pasado, y con ello prever su comportamiento futuro. Para determinar la evoluciôn de un volcân son necesarios estudios petrolôgicos y geoquimicos detallados de los diferentes productos emitidos a lo largo de su historia. Para lo cual se debe llevar a cabo diversas actividades que incluyen las campanas de campo y la recolecciôn de muestras para los posteriores anâlisis. El CVNH (Figura 1), objeto de este estudio, représenta una amenaza potencial, que estâ latente. El nivel de peligrosidad no es insignificante si se tiene en cuenta que en su zona de influencia se encuentran varias poblaciones pequenas, el municipio de la Plata, a 80 km al sur del volcân y la Central Hidroeléctrica de Betania (importante infraestructura del pais, construida en 1986), que podrian verse afectadas por una eventual erupciôn. Figura 1. C om plejo Volcânico N evado del Huila (CV NH ) visto desde el Volcân Puracé ubicado a 80 kilôm etros al suroccidente de la cim a del Pico Central de dicho com plejo volcânico (Foto-m ontaje cedido por IN G EO M IN A S de Colom bia). La presencia de depôsitos volcânicos (flujos piroclâsticos) producto de erupciones violentas, descubiertos en 1996, hace pensar que el CVNH ha sido mucho menos pasivo de lo que se habia considerado antes. Introducciôn 1.2 OBJETIVOS 1.2.1 OBJETIVO GENERAL Reconstruir la secuencia estratigrâfica y cronolôgica de los productos lâvicos emitidos por el Complejo Volcânico Nevado del Huila (CVNH) de tal forma que se pueda establecer su evoluciôn magmâtica y vulcanolôgica, y asi establecer las bases de conocimiento necesarias, para efectuar, posteriormente, la valoraciôn de la amenaza y el riesgo volcânico. 1.2.2 OBJETIVOS ESPECIFICOS OBJETIVO 1: Définir los principales rasgos geomorfolôgicos y vulcanogrâficos que caracterizan al CVNH. OBJETIVO 2: Precisar y reconstruir la volcano-estratigrafïa relativa de las diferentes unidades lâvicas del CVNH. OBJETIVO 3: Caracterizar petrogrâficamente las lavas de CVNH en sus diferentes etapas de formaciôn y analizar sus variaciones. OBJETIVO 4: Estudiar detalladamente las variaciones composicionales (geoquimicas) de las lavas de CVNH a lo largo del tiempo. OBJETIVO 5: Establecer un modelo évolutive para CVNH. El cual podrâ ser usado posteriormente como fundamento cientifico para la elaboraciôn del mapa de amenaza del CVNH. 1.3 ACTIVIDADES REALIZADAS Y M ETODOLOGIA Esta investigaciôn se realizô gracias al invaluable apoyo de dos instituciones: el INGEOMINAS (Institute Colombiano de Geologia y Mineria), adscrito al M inisterio de Minas y Energia de Colombia y de la Facultad de Ciencias Geolôgicas de la Universidad Complutense de Madrid en Espaha. La compleja historia eruptiva del CVNH ha sido estudiada a través de un proceso progresivo de anâlisis, partiendo desde un detallado trabajo de fotointerpretaciôn para définir las diferencias morfolôgicas, complementado con trabajo de campo, pasando por los anâlisis de laboratorio para caracterizar macroscôpica, microscôpica y geoqufmicamente las diferentes Capitulo 1 unidades definidas en este complejo volcânico, hasta llegar a la fase de procesamiento e interpretaciôn de la informaciôn obtenida en las anteriores actividades, y poder establecer un modelo de la evoluciôn eruptiva y magmâtica para el CVNH, Inicialmente se llevô a cabo una exhaustiva revisiôn bibliogrâfica con el fin de buscar y consultar todas las publicaciones, informes y trabajos previos, relacionados con diversos aspectos del CVNH. Los resultados de esta revisiôn quedaron registrados en un informe realizado por Correa & Pulgarin (2002). La escasa informaciôn sobre el CVNH fue una de las diversas y multiples dificultades que debieron ser superadas durante esta investigaciôn. En un comienzo se trabajô con unas hojas topogrâficas incompletas de escala 1:25.000 del IGAC (Institute Geogrâfico Agustin Codazzi, de Colombia) en las que faltaba hasta un 40 a 50% de la topogrâfica del CVNH, especialmente en los sectores norte, nororiental, occidental y suroccidental Igualmente el dificil y restringido acceso, al CVNH (Figura 2) unido a las pesadas y fatigosas condiciones del trabajo de campo fueron otros de los limitantes, de gran peso, en el desarrollo de esta investigaciôn. 1.4 LOCALIZACIÔN GEOGRAFICA Y VIAS DE ACCESO Como punto de referencia es conveniente recordar que Colombia se encuentra en la esquina noroccidental de Suramérica (Figura 3). Posee un territorio de 1.141.748 kmL En su territorio hay una amplia variedad de pisos climâticos definidos por la diferencia de altitud. Esta variedad climâtica unida a la diversidad morfolôgica hace que Colombia tenga una de las mâs ricas fauna y flora de América. El CVNH, uno de los 30 volcanes principales de Colombia, estâ ubicado en la zona centro sur de Colombia, en el eje de la Cordillera Central, en las coordenadas geogrâficas 2“55’36,92” (Latitud N) y 76°01’51,53” (Longitud W). Concretamente estâ localizado en el vértice definido por los limites fronterizos de los departam entos’ de Cauca, Huila y Tolima (Figura 4), los cuales comparten ademàs el ârea del Parque Nacional Natural Nevado del Huila (PNNNH). El CVNH tiene una altura de 5.364 msnm (Pulgarin et. al., 1995), siendo Figura 2 (pagina siguiente). M apa de ubicaciôn de cam pam entos, estaciones de m uestreo, rutas de acceso y algunos rasgos m orfolôgicos sobresalientes del Volcân N evado del H uila y zonas aledanas. ' departamentos = denominaciôn de la division de administraciôn geopolitica, en Colombia, équivalente a provincias, en Espafia. Introducciôn 823.000 mE 2-57N ampamento amento CocKiq de BardMI V C u ch illa3 e Ve Campamento &l C P i ( ^ e P i c o î a C r e ^ a Canvnento La Refua C Convenciones: # Cam pam ento Estaciôn 1995 Estaciôn 1996 Estaciôn 2002 Carretera sin pavimentar actualm ente fuera de servicio Camino de herradura, sendero Limite del glaciar de monta fia Escala aprox. 1:80.000 Plan de Cafoto 800.000 mE Capitulo 1 Introducciôn asi la estructura volcânica mâs alta de los Andes colombianos y la cima mâs elevada de la Cordillera Central. Desde la ciudad de Popayân, capital del Departamento del Cauca, hacia el nororiente, hay aproximadamente 85 km, en linea recta, hasta el volcân, y desde Neiva, capital del Departamento del Huila, hay 80 km, hacia el occidente. La poblaciôn mâs cercana al CVNH es el municipio de Belalcâzar, perteneciente al Departamento del Cauca, ubicado a 30 km al suroriente de la cima del volcân. Las vias de acceso al CVNH son pocas y consisten bâsicamente de “carreteables”^ generalmente en mal estado. El recorrido mâs usado sale desde Popayân, hacia el nororiente (o desde Cali, capital del Departamento del Valle), signe la carretera Panamericana hasta la poblaciôn de Santander de Quilichao, para continuar, hacia el oriente, por una carretera sin pavimentar hasta la poblaciôn de Tacueyô y desde aqui hasta el sitio llamado Verdun en la base de la ladera noroccidental del volcân. Otra via que fue muy usada antes del Sismo de Pâez del 6/6/94, iba desde Neiva, hacia el sur, hasta el municipio de La Plata y desde alli, rumbo noroccidente, hasta la localidad de Tôez, en el extremo sur del volcân, desde donde se podia continuar por un carreteable hasta Verdun. Otras altemativas de acceso, secundarias, saliendo desde Popayân pasan por poblaciones como Totorô, Silvia, Inza y San Andrés de Pisimbala, todas en la regiôn nororiental del Departamento del Cauca. La ruta de ascenso al CVNH es ùnica, de alto grado de dificultad y empieza en el sitio llamado Verdun, en la base de la ladera noroccidental, donde desemboca la quebrada Verdun al rio Pâez, a 3.000 msnm. Este ascenso sôlo puede ser efectuado a pie y con un guia que conozca el recorrido, por un sendero estrecho y pantanoso que no es adecuado para el trânsito de caballos o mulas. Esta jornada tarda de nueve a diez horas, hasta el borde occidental del glaciar, pero si se desea se pueden establecer campamentos intermedios en este trayecto. 1.5 ASPECTOS GEOGRÀFICOS El sistema andino colombiano corresponde a la prolongaciôn norte de los Andes, conformada por très cordilleras principales (Occidental, Central y Oriental) y dos valles interandinos, paralelos, que las separan. Se extiende en sentido de sur a norte, aproximadamente, por mâs de 1.200 km. con anchura variable entre 150 y 500 km y alturas promedios entre 2.000 y 3.000 msnm. Estân présentes todos los pisos climâticos, predominando el templado y el frio, y es la regiôn mâs poblada y désarroilada del pais. Las cordilleras Central y Oriental se unen Figura 3 (pagina anterior). Los A ndes del N orte al entrar en C olom bia se dividen en très cordilleras, que condicionan los principales rasgos del relieve colom biano. (V N H = Volcân N evado del Huila). ̂ carreteables = carretera pequenas sin pavimentar por las que pueden transitar véhicules todo-terreno (camperos). Capitulo 1 NUJ000 601. Figura 4. M apa de localizaciôn de la zona de estudio. en el llamado Macizo Colom biano, lugar donde nacen rios importantes como el M agdalena, Cauca y Patia que discurren por los valles interandinos (Figura 3). Introducciôn En el sistema andino colombiano sobresale la Cordillera Central, como su columna vertebral, la cual tiene una longitud de 1.000 km aproximadamente. La altitud promedio de esta Cordillera es de 3.000 msnm, con el Volcân Nevado del Huila (VNH), como su maxima altura, para el cual se registraba en casi todos los textos y referencias, antes de 1995, una altura de 5.750 msnm aproximada. Esta Cordillera se caracteriza por: ser la mâs alta, ser geolôgicamente la mâs antigua y ser la mâs colonizada y densamente poblada de las très cordilleras colombianas, ademàs de tener un promedio altitudinal climâtico entre los pisos frio y pâramo, y poseer grandes riquezas mineras. Asimismo en la Cordillera Central se encuentran ubicados la mayoria de los centros volcânicos activos e inactivos de Colombia, algunos de ellos cubiertos por nieves perpétuas. La Cordillera Central estâ separada de la Cordillera Oriental por el rio M agdalena y de la Cordillera Occidental por el rio Cauca. El VNH es el corazôn del PNNNH, creado en 1977 y que en 1980 fue declarado Réserva de la Biosfera por la UNESCO, para la preservaciôn de fauna y flora, y la protecciôn de las fuentes de las cuencas hidrogrâficas que nacen alli, muy importantes para la economia de los très departamentos que comparten su ârea. Las aguas que nacen en el VNH pertenecen a la llamada cuenca hidrogrâfica del rio Magdalena, ubicada en el flanco oriental de la Cordillera Central y que forma parte de la gran vertiente hidrogrâfica del Atlântico, o del Caribe, una de las cinco principales vertientes hidrogrâficas de Colombia. El rio Pâez, al occidente, drena aproximadamente, a través de las quebradas Verdun, Azufrada, Bellavista, Aguablanca, Dublin y Ansayô, el 52% del glaciar que estâ en la cima del Nevado del Huila, y el rio Simbola, al oriente y también afluente del rio Pâez, drena el 48% restante. Entre los poblados mâs importantes dentro de la cuenca del rio Pâez, y cerca al VNH, estân: Irlanda, Tôez, Wila y Belalcâzar. Estos poblados fueron total o parcialmente destruidos durante el Sismo de Pâez del 6 de junio de 1994. El clima imperante en el VNH es bastante severo y varia con la altura y la época del ano. En general corresponde a una zona de clima tropical de montana, con diversos pisos bioclimâticos. La temperatura promedio varia desde 13°C, alrededor de 2.000 msnm, hasta valores por debajo de 0°C, en la zona de nieves perpétuas. La precipitaciôn anual promedio es aproximadamente de 2.800 mm, en los sitios mâs bajos, y de 1.000 mm, en los mâs elevados. Las épocas mâs Iluviosas se dan entre los meses de marzo a jun io y de septiembre a noviembre, y el periodo mâs seco va de diciembre a marzo, con otro breve bajo pluviométrico entre junio y agosto. La alta nubosidad, el bajo brillo solar y la alta humedad relativa (mayor del 85%), hacen que en la zona se presenten frecuentemente Iluvias de diferente intensidad y Capitulo 1 determ inan condiciones de baja visibilidad en algunos mementos. Los tres pisos bioclimaticos principales en las laderas del VNH, desde su base hasta la cima son: - Bosque Andino, denominado también Bosque de Niebla Andino porque esta temporalmente nublado durante el dia, corresponde al bosque humedo subtropical de la media montana andina ecuatorial (2.000 a 3.000 msnm), con un clima frio a templado (8°C a 18°C). Es el piso bioclimatico mas tipico de los Andes colombianos. Las familias de arboles mas comunes son: palma de Cera (arbol nacional), pino romeron, arrayanes, sietecueros, helechos arborescentes y encenillos entre otros. - Paramo llamado también “Estepa de los Andes septentrionales” , es la zona tropical de la alta montana andina ecuatorial tria (3.000 a 4.700 msnm), con un clima frio (< 8°C), un nivel de humedad relativa muy alto, permanece cubierta gran parte del ano por niebla o esta sujeta a Iluvias y vientos fuertes. Se caracteriza por la ausencia de vegetaciôn arbôrea, predominan los arbustos pequenos, las gramfneas, musgos, romeros y muy especialmente los frailejones pigmeos o gigantes pertenecientes al genero Espeletia, bautizados asi por el célébré José Celestino Mutis en honor al Virrey Ezpeleta (Molano, 1956). Los frailejones son endémicos de esta zona de los Andes (Figura 5). - Nieves Perpétuas, designado también como Piso de los Nevados: es el ultimo piso térmico. Figura 5. “Bosque” de frailejones, tipico de la zona de Pâram o, en la ladera nororiental del C om plejo Vol- cânico N evado del Huila. 10 Introducciôn por encima de los 4.700 msnm, y las temperaturas estân por debajo de 0°C. No hay ningùn tipo de vegetaciôn, predominan la nieve y el hielo permanentes (Figura 6). Figura 6. El piso bioclim atico correspondiente a N ieves perpétuas o Piso de los N evados esta por encim a de los 4 .600 a 4.700 msnm en el Volcan N evado del Huila. En la foto se ve el trente del glaciar La Danta, en la ladera oriental del volcan. La fauna en el PNNNH incluye aves como pericos, azulejos, urracas, âguila real, colibri, gavilân, pava de monte y gallineta; y mamfferos como el Oso de Anteojos (ùnica especie de oso en Suramérica), puma, tigrillo, danta de pâramo, perezoso, y el venado conejo (Garces & De la Zerda, 1994). En las laderas del VNH no se desarrolla ninguna actividad econômica ni viven personas debido a que esta dentro de una réserva natural. La extensa zona de amenaza asociada a este volcan, a lo largo de la cuenca del rio Paez, quedô manifiesta a rafz de la tragedia del 6 de junio de 1994 cuando la acciôn combinada del Sismo de Paez de magnitud 6,4 y la Avalancha del Paez asociada, genero gran destrucciôn de infraestructuras, numerosas muertes afectando a toda la comunidad indigena paez y alterô el paisaje natural. 1.6 ESTUDIOS ANTERIORES El VNH y su zona de influencia ha sido objeto de pocos estudios o simplemente ha sido mencionado en diferentes publicaciones o informes desde finales del siglo XIX, sin embargo 11 debido a la imposibilidad de conseguir material bibliogrâfico previo al siglo XX, la publicaciôn mas antigua incluida en la recopilaciôn hecha por Correa & Pulgarin (2002) es de 1906. En el siglo XX diferentes trabajos fueron realizados por escaladores y profesionales de diversas areas de las ciencias de la Tierra y otras lineas de investigaciôn. Las investigaciones vulcanolôgicas propiamente dichas han sido llevadas a cabo a partir de la década de los 90, por miembros del grupo de vulcanologfa y vigilancia volcânica del INGEOMINAS, en el Observatorio Vulcanolôgico y Sismolôgico de Popayân (OVSP). El VNH ha sido presentado de diversas formas. En algunos trabajos se hace referenda al Nevado del Huila para hacer alusiôn tanto al volcan como al glaciar que esta en su cima. En la mayorfa de las publicaciones se habla del Volcan Nevado del Huila y fue solo a partir de 1995 que fue redefinido como Complejo Volcânico Nevado del Huila (Correa & Cepeda, 1995). La tragedia generada por el Sismo de Paez (6/6/94), que afectô gran parte del suroccidente colombiano causando numerosos danos y pérdidas humanas, suscité un gran interés por el CVNH, por lo cual el INGEOMINAS emprendiô varios estudios sobre diverses temas dentro del âmbito de las geociencias (sismologia, vulcanologfa, glaciologia y estudio de la amenaza y vigilancia volcânicas). En la resena bibliogrâfica de Correa & Pulgarin (2002) los diferentes trabajos sobre el VNH fueron organizados y agrupados tomando como punto de referenda la ocurrencia del Sismo de Paez de 1994, pues fue debido a esta catâstrofe que se despertô un verdadero interés por este volcan. En dicha recopilaciôn se incluyeron ademâs otros dos grupos de estudios correspondientes a los informes de vigilancia del OVSP y a los trabajos sobre aspectos sociolôgicos. 1.6.1 TRABAJOS REALIZADOS ANTES DEL SISMO DE PAEZ Las primeras referencias sobre VNH que han sido mencionadas por otros autores, en publicaciones posteriores, como por ejemplo Hantke & Parodi (1966) y Guam izo & Pulgarin (1996), corresponden a los trabajos de varios naturalistas alemanes, quienes visitaron el VNH a finales del siglo XIX, taies como Küch (1892), Reiss & Stübel (1892), Bergt (1899), Stübel (1906) y Reiss (1921). Por otra parte, Guamizo & Pulgarin (1996), en el informe sobre la primera travesia alrededor del glaciar del VNH, mencionaron, ademâs, los trabajos de: Krauss (1929) Krauss (1944), Gansser (1944), Paris (1946) y Frank et. al. (1975). Introducciôn La ùnica de las publicaciones antiguas a la cual se tuvo acceso fue el trabajo sobre los volcanes de Colombia del naturalista alemân Stübel (1906) quien hizo una breve descripciôn sobre la morfologia del VNH, visto desde la parte baja del lado noroccidental. Ademâs mencionô la presencia de fumarolas en la parte alta del volcân, comentô que los flancos de este estaban formados por andesitas y dacitas de augita, cubiertos por cenizas y lapilli, e indicé la existencia de un doble cono cubierto de nieve, en el interior de una enorme caldera. Adicionalmente présenté siete hermosas ilustraciones o grabados del volcân. En la Tabla 1 quedan registradas, con una breve resena, todas las publicaciones sobre el VNH o que hacen alusién a él, correspondientes a la segunda mitad del siglo XX, anteriores al Sismo de Pâez de 1994 y que pudieron ser recopiladas, entre las cuales se destaca el Primer Mapa Preliminar de Amenaza Volcânica del Nevado del Huila hecho por Cepeda y otros en 1986, por ser el primer estudio vulcanolégico formai sobre el VNH. En el trabajo de Hantke & Parodi ( 1966) hay un aspecto, sobre la descripcién de la forma y la estructura del volcân, que es importante comentar. Parece ser que estos autores, o quienes les hayan servido de referenda, no ascendieron a la cima del volcân, puesto que mencionaron la presencia de un doble cono al interior de una antigua caldera muy bien conservada en los sectores nororiental, norte, noroccidental y suroccidental asignândole al borde caldérico una altura de 4.300 msnm, y denominaron los conos como Pico del Norte y Pico del Sur, siendo este ultimo el ùnico que presentaba actividad fumarélica. Analizando esta descripcién y el grâfico que la acompana, y comparando con fotografias recientes, se concluye que la descripcién de estos autores fue el resultado de observaciones “rem otas” hechas posiblemente desde el actual campamento El Polaco o desde algùn otro sitio ubicado al noroccidente, por lo cual no es extrano que se haya obtenido esa visién del VNH, con doble cono y caldera asociada. La caldera descrita posiblemente correspondfa a las escarpadas paredes de la margen derecha de la quebrada Verdun. Por otro lado las apreciaciones de Hantke & Parodi (1966) sobre actividad volcânica y petrologia si son concordantes con las observaciones reportadas en trabajos posteriores. Actualmente se tiene claro que el VNH no tiene en su cima una estructura caldérica, ni conos, ni crâteres propiamente dichos. Muy probablemente el Pico del Sur que describieron Hantke & Parodi (1966) correspondia realmente al que hoy dia se llama Pico Central. 1.6.2 TRABAJOS REALIZADOS DESPUÉS DEL SISMO DE PÂEZ En 1995 se llevaron a cabo diversas labores dentro del proyecto de actualizacién del Primer Mapa Preliminar de Amenaza Volcânica del Nevado del Huila (Cepeda et. al., 1986), como parte del plan de respuesta ante la tragedia ocasionada por el Sismo de Pâez (6/6/94) de 13 Capitulo 1 oU o c 5ôa "Cu I g S. -g -ë a E a e g ■S -g s îîl lii: § '° a- lii m

a # g _ 5 o -c -g s i f l i l Sif: ■ -o co :ll î ^ l i $ E 3 r. I g g III u# IIILu è g g-sg -2O Q) PO 03 -S R. gg'Os .o lO il III i î i î i j gn i il! l i i i l l l l l !H | i l # i S * 8 a 3 * m i l ln i i l i lîii -o -s g à -o s }f!t|i I ! ! g g # llîlfi l î l î _$ o <2 _2 î |lî O 'to w l i II 1 1 ? o I g | | ëg E ,P I S M IIIS g U IIi l a a a >2 l i i II ii a g i E ' ùù o ë È g § ? f îO ^ II $ % % -s ùû E II a g tî II i l î i I x : -g Æ SU g % c Q. g l U m 5s«lu 0 1 I u eo O-g Z 11 fo CL f i l 8 I I < O IC < lîl «î i LU co Q 14 Introducciôn Hi l i t " ®.8,8 r? 'O III g 2 a l i ia ri!iiu | i i a l - ° ‘* i î P LU c ii }lt î ii! c 2 -a § C c H II II l i w g g i a s 5 a t3 I i l i l î l lii I I 1 l i i l i i i t i I i i l l | : i i as. ! . -? g Lu •S S g cS^ g â - ' i # f i l , i l l i II! g g (U g 2: ë a Q. c Ü g g i i 1 1 E s 111 ° e e 1 1 I ^2 g ^ g ! » a £ e g g g ^ * 3 #a a a a I 8 II £P % lîPQ . èo s a flîlî I S I | I î a- Uj g il! 05 X) 9- l l f l l II ^ 0 8 ;g M : # ■ o> Q. p E ë i l î ! i ^ W co s c i : S g s Q> II g g s g E a s "O g î I 5 I I il .# # îli 3 # * II! ! l i i O) ùû 'S 5 î ! 0 j s 9 H g g i l aIls I j î I I S5 a ~ g f g & g li'" ï l i g g S- (Q l t î S e s l | | O l ^ ^î ' Hl!l -$ s g _§ o III i a s l | | i OO g ,g I E a | g Lugg 2(£ ô II S 9 - 1 « # uj 8 « . f i Ix- 15 Capitula 1 111 «li CD a 11 'g-y a H* 2 fil : v o (U ili g ■s § 2 a Q m fil «g Ili s î i s : psS _ i p l l l ; . f S|l 111 i ü l ! ! » ‘i « I i ë i - ■'Ç -S c- .y II y s a E a M "U:t| O g a — E 'S 'c -S Æ P J ^^ 9 a S s g p w N || ig. | îlH ii P y 2 § §3" îî Lù 8 IIIiî! ' p a &g t l «« g II ! l i | 111#̂ £ S « g 8 s ^ à # § ! g s E #1 Illls s2 l i II S. % l i t :fl a g II II if .a fli 3 16 Introducciôn magnitud 6,4, que afectô a todos los habitantes en una extensa area dentro de la zona de influencia de este volcân. El epicentro de este sismo se localize en la parte inferior de la ladera suroccidental del volcân, cerca de un sitio llamado Dublin. Inicialmente se considéré la posibilidad de reactivacién del volcân asociada a este sismo, pero esta fue descartada una vez concluidos los estudios geolégicos realizados durante y después de la emergencia. No obstante, en vista del incremento de la actividad fumarélica y la ocurrencia de eventos de trem or inusuales, no se abandoné la idea de que eventualmente el volcân se reactive, debido a la desestabilizacién del ediflcio volcânico que pudo ser inducida por dicho sismo. La emergencia causada por el Sismo de Pâez y las labores de reconstruccién y reorganizacién en la zona de desastre fueron atendidas por la corporacién NASAKIW E, creada por el gobierno colombiano como parte del plan de respuesta ante el sismo. Esta corporacién recibié el apoyo técnico-cientifico del INGEOMINAS. En la Tabla 2 se présenta una descripcién resumida de los informes y publicaciones realizadas después del Sismo de Pâez, a las cuales se tuvo acceso y en los que por lo menos el CVNH es mencionado. 1.6.3 TRABAJOS MAS RECIENTES - SIGLO XXI Los trabajos mâs recientes sobre el CVNH llevados a cabo en lo que va corrido del siglo XXI, han permitido obtener un conocimiento cada vez mâs amplio sobre este complejo volcânico, que no se ténia antes de 1995. En el 2000, fueron publicados dos articulos (Pulgarin et al, 2000; Pulgarin et al, 2000a) sobre las caracteristicas morfolégicas y cinemâticas de la avalancha de escombros (DAE) del CVNH y del flujo de escombros del rio Pâez (DFERP). En ellos se definieron zonas m orfolégicas, longitudes de recorridos, espesores, âreas y volùmenes de los depésitos formados, ademâs la edad y otras consideraciones sedimentolégicas. El trabajo mâs completo sobre el depésito de avalancha de escombros (DAE) y el depésito de flujo de escombros asociado a ésta (DFERP) corresponde a la tesis de maestria presentada por Pulgarin (2000). Para cada depésito hizo una amplia descripcién m orfolégica, estratigrâflca, composicional (mineralégica y quimica) y sedimentolégica, ademâs de la caracterizacién de los parâmetros cinemâticos (Relacién H/L y velocidades de flujo durante el emplazamiento). Dio una explicacién sobre las causas de los eventos y mecanismos de emplazamiento de estos depésitos. Efectué una comparacién entre la sucesién de eventos del DAE al DFERP ocurridos en el Pleistocene Tardio y el flujo de escombros ocurrido en 1994 originado por el Sismo de Pâez. Es importante resaltar la explicacién que este autor dio sobre el origen del colapso volcânico que généré el DAE. cuya causa fue la debilidad del ediflcio volcânico 17 Capitulo 1 § -a o E '(U 3 D. I i l l m 03 c S O E l i t :§0§ | i D 2 x; g g IL C •O ■l "C0 1 il! I 0 . 0 -S “5 c M il ""E# ïti ill i g 9 g cr s 9 11 Iîi Ml ' | g | fill . Lu æ s- g ë g Ë y c E III II! l i i Q. CD g 2 g ■s <5 }|i i l î % E S.-a g H U : l U l •S ^ U. -O iS =i E "6 g § : 8 ill Hî Sl i “ E a, g 8 g g Æg g Ni g c (Î g è g ^ 3 #1 liîi 3 ë : S g « ^g 3 g -o' m II î i 11 g g II w# « g II Ili ÿ o I1« l î l !ll I I I 8 ^ 1 III 1 8 1 n il i g Ug II LU * (3 0 "S *ë 8-g co "3 îi 3 -§ II:l S ffi i i î l î -D CL g 3 g S g ^ c| o «I §. E â g S a l i t III «I i f i i llil f i ! l!îl -9 9 5 I l l l l ë “ I e | | g 8 l i i IMi l l t i S i ! ! | ! I îl; g ■o 9 g g g il:î# g gg Ga g # g 8 CD 00 =N HI 11 ë !li i il III Jii .(T3 *2 l ^ i l l i « i >-1 cg ç .9 I I •:if% 5.2 % O ;§ w 11 6 « CL ■O l ic/5 '- LÙ -O m & # s ; l l fil S 3 Q. o SI I I Î î II i s îI i . l g 05 P̂ (O X) ri « .fi S■cr I < o IC < -S’ I î CD CL J l ^ 8 ça co N 2 s 18 Introducciôn g l b-̂ 13 §^2 g 9 S i i . Q B 3 S : *ESs îUil I I g-s g g J i ï l' % 2) % 9 g g« lÉÎ*lig ? gg <6- i g g Æ 2g -O g .g llli ÎI111 II; HI a# II 3 S> 'C o î l ï i III p g S; 2 p 11 .3 g l l - i III ^ g | g o M g "O -g p "qS *5 O c/>to -o g ÜJ %; e « a s 11#3 : 2 3 11 I y rus III ilQ) (O I II IHI ! lü 6 2 R è s ÎI c ÜJ Q> i S œ « î l |_ ^ Q> C ^ s>5 Mi o Lu -co GD î l l rg j ' E c liiW 2 3 1 5 3 - !!{| li | lü tiîÜ E a 9 P S a cg E o y 2 s ■ co 2 O' 8 a*g a s ë g g g E g ■§ g 5-, 2 n %g "O b o' ’ S 3 c c iS c eU K c g p -g o "p y 3 8 I S II 5 P 2 Hîl ii! î l l ^ a 00 : S ^ ■£; 2 iNj e 8 3 g g ' ù y 2 g ' o p - S c 8 p 2 ^ E g -o 2 g g g g ca. ] 5 g g g | - g 2 a g 8 2 i i p -gg^ £ g Uj g20Q. 8gâQ. g E l i l l .̂g 0 2 9g a; III o to(2 3 co g ilH. lii Iîi 2 3 î-lii 8# IHI -S Ç ̂S Q- 2 g illi l ü m iltîÜI g E g i î lg -̂2 III E -o â#5>-s 'S ':i3 ï ! t ■S § -2 B il II s § 2 o i l II iî! Ilîl i î l l ls" C .o ^tlll n nUîli IMH "5. 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Las fallas transversales igualmente tienen relacién con desplazamientos diferenciales de la plaça continental y ubicacién de algunos yacimientos minérales. Adicionalmente, se ha establecido que la cordillera de los Andes représenta el principal ejemplo, en el Mundo, de crecimiento cortical continental con un balance entre procesos de acrecién lateral y acrecién vertical, por subduccién, en la corteza profunda (Weber et. al., 1996). 33 Capitulo 2 2 . 1.2 ANDES DEL NORTE (ESQUINA NOROCCIDENTAL DE SURAMERICA) La evoluciôn geolôgica de los Andes del Norte empezô desde el Paleozoico inferior, en el borde noroccidental del Escudo Guayanés, con una plataforma marina en el oriente y una zona de subducciôn y arco de islas en el occidente (Figura II). Posteriormente las rocas formadas fueron fuertemente plegadas generândose asi una Proto-Cordillera. Durante el Paleozoico, sucesivos eventos de sedimentaciôn y procesos orogénicos, junto a algunas intrusiones, conformaron el basamento de la Cordillera de los Andes del Norte (Stibane, 1980 e INGEOMINAS, 1988). Durante el Mesozoico continuô la marcada diferencia entre los ambientes dominantes en la zona oriental (depositaciôn de sedimentos continentales y materiales volcânicos) y la zona occidental (dominio oceânico con volcanismo asociado). A comienzos del Cenozoico, los Andes del Norte ya tenfan una configuraciôn muy similar a la actual, pero continuaba la diferencia entre occidente (dominio volcânico oceânico con sedimentaciôn marina) y oriente (sedimentaciôn continental y de transiciôn con gran aporte volcaniclâstico). Continuamente el material formado en el occidente ha sido adosado al continente (Toussaint & Restrepo, 1993). 70" 60"80" Panamâ10" Venezuela' œ Colombia Limite oesie de las rocas reconocibles del Precâmbrico Ecuador Peril _______ CONVENCIONES Rocas Cenozoicas (Corteza oceânica; Rocas del Mesozoico tardio (Corteza oceânica) Rocas del Paleozoico y Mesozoico (Corteza continental) Rocas cratônicas del Precâmbrico tardio Rocas del Precâmbrico temprano del Escudo de Guayana F ig u ra 11. Esquem a geoiôgico general de la esquina noroccidental de Suram érica (Tom ado y m odificado de Page, 1986). 34 Marco geolôgico-tectônico La Orogenia Andina en los Andes del Norte ha side el resultado no solo de la subducciôn, sino también de la conjunciôn de otros procesos: cabalgamiento de los Andes sobre la plaça estable de Suramérica, acreciôn de material oceânico y tectônica dextro-lateral (Taboada et. al., 2000 y Jaillard et. al., 2002). Varios modelos tectônicos de la esquina noroccidental de Sudamérica han sido propuestos y todos coinciden en el hecho de que, actualmente, las plaças Suramericana, Nazca, Cocos y Caribe, convergen, generândose asi un régimen de esfuerzos compresivo, regional, de tendenciaNW -SE, que ha producido: acortamiento y plegamiento de la corteza, levantamiento de las Cordilleras, subsidencia de las cuencas, cabalgamientos y fallamientos latérales (p.e.: Pennington, 1981; Page, 1986, Arcila et. al., 2000 y Taboada et. al., 2000). Los esfuerzos deformacionales producidos por la convergencia Nazca/Suramérica no se absorben solo en la zona de subducciôn del Pacifico. sino también a lo largo de los sistemas de fallas y pliegues activos présentes en las très cordilieras y valles interandinos (Figura 12). 60W 500 kmPlaça Norteamencana 1 cm/a Yucatan 20N Plaça Caribe 1-2 cm/a “ h 1-2 cm/a Plaça Plaça Suramericana O Volcân Nevado del HuilaFalla inversa Falla de mmbo Falla normal Ejes de pliegues Dorsal de expansion Dorsal oceénica Volcanes calco-alcalinos • Volcanes alcalinos O ; 6 cm/a Plaça Nazcar ) / 'tr Nido sfsmico de Bucaramanga Veloctdad de plaça reladva a la Plaça Suramericana F ig u ra 12. E squem a neotectônico de los Andes del norte y la region del C aribe (Tornado y modificado de Taboada et. al., 2000). 35 Capitulo 2 Entre las plaças Nazca, Cocos, Caribe y Suramericana no existen puntos de union triple simples. Los Andes del Norte se desplazan hacia el NNE, con respecto a Suramérica, como un unico bloque o miniplaca denominada Bloque Andino, que se mueve como una especie de cuna entre estas très plaças (Pennington, 1981). Ademâs del Bloque Andino se han propuesto nombres para otras miniplacas o bloques tectônicos: Bloque de Panamâ-Baudô (Case et. al., 1971 en Toussaint & Restrepo, 1986), Bloque de Maracaibo (Bowin, 1976 en Toussaint & Restrepo, 1986) y Bloque Coiba (Adamex et. al., 1988). La tendencia general entre estas plaças y bloques desde el Eoceno, ha sido de convergencia y acercamientos, combinados con desplazamientos dextrales o sinestrales (Arcila et. al., 2000). "T 80“ w 78“ w 76“ w\ 74“ w (\ W .Medellin A l/I ; K ' j ' Mi /fat ; V A f - n / ARAo , Grupq " , Volcârtico ' Quilotûa - 2 Sangaj: % PC IGmpo Volcânico Ruiz - Tolima _ Volcân Huila Grupo Volcânico Puracé - Dona Juana 1 Grupo Volcânico Galeras - Cerro Negro Grupo Volcânico Cuicocha - Cotopaxi / Leyendo tS . Volcân octivo Volcân ploistocénico L Compo de basaltes ' alcalinos . Copos de cenizas 4^" Mditkas de! Pleistocene Voile Interandino Falla principal , Contornos de Zona Benioft ^ Eje de la (osa ' # # ............. vI â / ( H . 1 // / > / / % / 80“ w 78“ vit La plaça de Nazca y la plaça Cocos resultaron de la divisiôn de la plaça Farallones, durante el Mioceno, a causa de un comportamiento diferencial en el campo de esfuerzos en dicha plaça (Worterl & Cloetingh, 1981), relacionado con la presencia del h o t s p o t de Galapagos (Mamberi et. al., 1999),cuandolaDorsalCamegie colisionô con la Fosa Colombo- Ecuatoriana, formândose asi el Bloque Andino (Pennington, 1981 y Murcia, 1987). Al subducir esta dorsal, no sôlo las caracteristicas del volcanisme cenozoico fueron modihcadas, sino también el régimen de fallamiento y la sismicidad en los Andes del Norte (Hall & Wood, 1985). F ig u ra 13. Los A ndes del N orte han sido divididos en ocho segm entos. Los limites que separan estos seg­ m entos han sido designados con letras de la A a la G (Tom ado y modificado de Hall & Wood et. al., 1985). 36 Marco geolôgico-tectônico La plaça de Nazca ha sido descrita como una plaça oceânica con una edad que no supera los 20 a 26 M a (Meissner et. al, 1980 y Hall & Wood, 1985). En la fosa colombo-ecuatoriana, donde la plaça de Nazca subduce con una inclinaciôn de 25°E (M onzier et. al., 1996) la velocidad de convergencia oblicua es de 6,4 cm/ano o de 5,0 cm/ano (Kellog et. al., 1989). El régimen compresional en sentido E-W, relacionado con la convergencia de la plaça Nazca, durante el Mioceno tardio, produjo fallamiento lateral a gran escala, fallas inversas y plegamientos (Hungerbuehier et. al., 1996 y Spikings et. al., 1999). Ya sea como respuesta a irregularidades en la Plaça de Nazca o a estructuras sobresalientes en el continente, los Andes del Norte han sido divididos en segmentos volcano-tectônicos diferentes, separados por ocho limites transversales, mayores, de direcciôn NW (Figura 13). Estos limites han sido identificados con letras (A a G) y son definidos por: discontinuidades fisiograficas, presencia o ausencia de vulcanismo terciario o cuaternario, cambios en las estructuras longitudinales y en las unidades litolôgicas, diferencias en la sismicidad y en los valores gravimétricos y la presencia de estructuras transversales (Hall & Wood, 1985). Cinco de estos limites estân en Colombia, en particular el Limite C (Huila) que no esta definido claramente, pero es sugerido por la presencia del Volcân Nevado del Huila (VNH) y por una râpida disminuciôn en la sismicidad tanto superficial como intermedia. 2.2 C O N T E X T O M A G M À T IC O R E G IO N A L Los Andes son el modelo tipico de evoluciôn de arc os magmâticos. en zona de subducciôn, situados sobre o cerca de una corteza continental, que define un margen activo de convergencia de plaças. En los Andes, el magmatismo es el resultado de la subducciôn de las plaças oceânicas del Pacifico debajo de la plaça Suramericana. Las evidencias de este magmatismo se encuentran ampliamente extendidas, desde el Paleozoico hasta la actualidad. El control principal sobre la generaciôn y emplazamiento de los magmas en los Andes es el régimen tectônico, que a su vez es funciôn de los rasgos corticales heredados y de varios factores que determinan el proceso de interacciôn de estas plaças, como por ejemplo la geometria y velocidad de la subducciôn (Pilger, 1984 y Lion & Gallardo, 1991). Como se ha indicado antes, los Andes han sido divididos en cuatro segmentos con caracteristicas magmâticas distintivas: Andes del Norte (Venezuela, Colombia y Ecuador), Andes Centrales (Peru y Bolivia), Andes del Sur (Chile y Argentina) y Andes Australes (Figura 7). Debajo de los Andes del Norte, Centrales y gran parte de los Andes del Sur subduce la plaça de Nazca, mientras que debajo de los Andes Australes y parte sur de los Andes del Sur subduce la plaça Antârtica (Alvarado et. al., 1999). 37 Capitulo 2___________________________________________________________________ Los magmas debajo de los Andes se generan fundamentalmente por la fusion parcial de la cuna astenosférica que queda encajada entre la corteza continental y la plaça oceânica subducente, estos magmas se almacenan y homogenizan en la base de la corteza engrosada (Matteine et. al., 2002). Igualmente se ha aceptado que la asimilaciôn de la corteza continental y en parte de la plaça subducente modifican la composiciôn qufmica de los magmas (Atherton & Petford, 1996). Se considéra que procesos como la fusion parcial y la cristalizaciôn fraccionada son importantes para explicar la variabilidad y composiciôn de los magmas andinos, al igual que la mezcla de magmas derivados. En medio del régimen predominantemente compresivo de los Andes, el material igneo se ha generado durante las etapas de régimen extensivo moderado, logrando asi abrirse paso y ascender a niveles superiores gracias a la presencia de grandes discontinuidades estructurales, que son paralelas a la direcciôn general de la Cordillera de los Andes (Oyarzùn, 1991). Se ha podido establecer que la corteza profunda, debajo de los Andes del Norte no muestra evidencias de fusiôn cortical penetrativa, y que el magmatismo tan voluminoso, en esta zona, se ha generado a partir de la cuna mantélica (Weber et. al., 2002). Las variaciones en el carâcter del magmatismo y la existencia de los g a p s en la actividad magmâtica a lo largo de la cadena de los Andes son originadas por diversos factores: cambios en el ângulo de subducciôn, cambios en la velocidad y direcciôn de convergencia de las plaças, cambios en el espesor y edad de la plaça oceânica subducente, variaciones en el espesor y composiciôn de la corteza continental, ocurrencia o no del hundimiento o ruptura de la plaça subducente y colisiones con dorsales oceânicas. El magmatismo en los Andes ha mostrado la tendencia a migrar hacia el oriente, excepto en los Andes del Norte donde procesos de acreciôn oceânica al finalizar el Cretâcico, han inducido la migraciôn del magmatismo hacia el occidente (Pilger, 1984; Oyarzùn, 1991 y Weber et. al., 2002). Las rocas igneas andinas pertenecen fundamentalmente a la serie calcoalcalina, mientras que los tipos toleitico, shoshonitico o peraluminico, han estado limitados en tiempo y espacio, o en funciôn de condiciones tectônicas particulares. A lo largo de la historia geolôgica de los Andes se han superpuesto sucesivos arcos magmâticos controlados por episodios altemados de compresiôn y distensiôn; ademâs han sido acrecionados numerosos arcos magmâticos al continente (Oyarzùn, 1991). El magmatismo mesozoico andino fue uno de los mâs grandes y majestuosos reconocidos en el mundo (Radelli, 1962). En los Andes del Norte el plutonismo calcoalcalino in s i tu que empezô en el Pérmico se prolongô en el Triâsico, continuô durante el Jurâsico y tuvo un gran auge en el Cretâcico, cuando se generaron grandes plutones en la parte media de la Cordillera Central de Colombia. Durante el Cretâcico superior y el Eoceno tardio, en el borde occidental fueron acrecionados 38 Marco geolôgico-tectônico terrenos oceânicos a la margen continental andina, compuestos por rocas igneas mâficas y ultramaficas, rémanentes del p la t e a u oceânico del Caribe y rocas volcânicas mâficas a intermedias de arcos de islas, de afinidad MORB (TistI & Salazar, 1993; Reynaud et. al., 1996 y Mamberi et. al., 1999). Los complejos ultramâficos zonados, no ofioliticos que fueron acrecionados en el Mioceno, son los mâs jôvenes del mundo (TistI & Salazar, 1993). 2.2.1 VOLCANISMO CENOZOICO EN LOS ANDES Cientos de edificios volcânicos que coronan las cumbres andinas definen en conjunto una larga cadena volcânica, discontinua. Con respecto a la actividad volcânica durante el Cenozoico los Andes han sido divididos en cuatro segmentos (Figura 7), separados ^ o v g a p s o zonas de ausencia de volcanisme: Zona volcânica andina del norte (ZVN, entre 5°N a 2°S), Zona volcânica andina central (ZVC. 16°S a 28°S). Zona volcânica andina del sur (ZVS entre 33°S a 46°S) y Zona volcânica andina austral (ZVA entre 49°S a 55°S). Esta division de los Andes estâ relacionada directamente con la segmentaciôn del piano de Benioff, en funciôn de las variaciones del grado de inclinaciôn y profundidad, de tal forma que hay segmentos de subducciôn normales, con ângulo entre 25° - 30°, que corresponden a las regiones de volcanisme activo, mientras que los g a p s volcânicos corresponde a zona de subducciôn con buzamiento de 10° (Hall & Wood, 1985). En la ZVC existe, aproximadamente, una proporciôn igual de rocas volcânicas andesititas y rioliticas, mientras que en ZVN y ZVS las andesitas sobrepasan grandemente a las riolitas (Kroonenberg et. al., 1987). El volcanisme cenozoico en la Cordillera de los Andes estâ controlado ademâs por otros factores como: espesor de la corteza continental que debe ser atravesada, edad de la plaça subducente, presencia de una laja o porciôn de plaça separada del reste de la plaça oceânica subducente, ausencia o presencia de corteza oceânica acrecionada, presencia de cuna astenosférica y ocurrencia de colisiôn con una dorsal oceânica (Hall & Wood, 1985; Vatinn-Perignon et. al., 1991 y Barragân & Geist, 1996). El volcanisme cenozoico en los Andes ha sido dividido en dos episodios principales, que presentan particularidades en cada uno de los cuatro segmentos definidos: durante el primer episodio o volcanisme miocénico, se formaron andesitas, dacitas y riolitas calcoalcalinas. En el segundo episodio, desde el Pleistocene al Holoceno, el cual ha sido subdividido en volcanisme pleistocénico, similar al miocénico, se generaron andesitas basâlticas a riolitas; y volcanisme holocénico con andesitas mâficas y andesitas mâs evolucionadas (Atherton & Petford, 1996). En los Andes se ha establecido como posibles causas para la diversidad geoquim ica de los volcanes: fusiôn parcial ya sea de la cuna astenosférica, de la plaça subducente, de 39 Capitulo 2 los sedimentos que yacen sobre ella o de la corteza inferior; cristalizaciôn fraccionada, mezcla de magmas y diversos grades de contaminaciôn y asimilaciôn de rocas de la corteza (Kroonenberg et. al., 1987, Calvache, 1995, Robin et. al., 1996; Samaniego et. al., 1996 y 1999; y Monzier et. al., 1996 y 1999). 2.3 GEOLOGIA DE COLOMBIA La evoluciôn geolôgica de Colombia es bastante compleja, desde el Precâmbrico hasta el Cuaternario ha ido avanzando espacialmente a partir el Escudo Guayanés hacia el occidente, y como resultado de la combinaciôn de multiples procesos: sedimentaciôn en diversos tipos de cuencas, deformaciôn tectônica, acreciones continentales y oceânicas, intenso magmatismo, tectogénesis, metamorfismo, eventos sismicos y actividad volcânica. En el territorio colombiano se han definido siete provincias geolôgicas (Figura 14): Llanos Orientales, Cordillera Oriental, Valle del Rio Magdalena, Depresiôn Intramontana Cauca- Patia, Cordillera Occidental y LIanuras Costeras (Costa Atlântica y Costa Pacifica). Las très Cordilleras que conforman la regiôn andina en Colombia, corresponden a distintos bloques levantados, que se originaron en épocas diferentes, pero desde el Mioceno al Holoceno han experimentado una historia conjunta de movimientos tectônicos, magmatismo y levantamientos. Las dos depresiones intracordilleranas corresponden a fosas y semifosas, limitadas por fallas inversas. Los Llanos Orientales estân formados por rocas precâmbricas del Escudo Guayanés y una potente cubierta sedimentaria del Cenozoico. La Cordillera Oriental ha sido definida como una cadena montanosa continental polideformada (Aspden et. al., 1987), con rocas metamôrficas e igneas precâmbricas a mesozoicas. El rasgo mâs caracten'stico de la Cordillera Oriental es el predominio de rocas sedimentarias marinas cretâceas. Localmente hay rocas plutônicas de composiciôn âcida a intermedia y metamôrficas del Triâsico-Jurâsico. El Cenozoico estâ representado prédominante por rocas o potentes depôsitos sedimentarios continentales y localmente unos pequenos cuerpos volcânicos de composiciôn âcida a intermedia, de edad Mioceno-Plioceno. La depresiôn del Valle del Rio Magdalena, de direcciôn NS, controlada tectônicamente, sépara las cordi liera Oriental y Central. Tiene el mismo tipo de basamento paleozoico de la Cordillera Oriental cubierto por una potente secuencia de rocas sedimentarias marinas y continentales del Mesozoico y sedimentarias continentales del Cenozoico. 40 Marco geolôgico-tectônico Llanos O rientales F igu ra l4 . El territorio colombiano ha sido dividido en siete grandes provincias geolôgicas. La Cordillera Central constituida principalmente por un basamento polimetamorfico paleozoico- mesozoico, intruido por grandes cuerpos igneos del M esozoico, con una extensa cobertura de rocas volcânicas cenozoicas, sera descrita con mayor detalle mâs adelante, no tanto por ser la mâs alta de las très cordi liera y por su complejidad geolôgica sino por que es en su cima donde se encuentra el CVNH. La depresiôn intramontana de los rios Cauca y Patia, que sépara a las cordilleras Central y Occidental, se formô sobre el mismo tipo de basamento del flanco occidental de la Cordillera Central. Esta depresiôn se desarrollô principalmente en el Cenozoico, y estâ enmarcada por fallas del Sistema de Fallas Cauca-Romeral. En esta cuenca se encuentran rocas sedimentarias cenozoicas de dos ambientes diferentes: al norte prédomina el ambiente continental con aporte volcânico reciente, y al sur es principalmente marino, con cobertura volcânica reciente por aportes de la Cordillera Central. La Cordillera Occidental se formô a partir del mismo tipo de basamento de la depresiôn intramontana Cauca-Patia constituido por una secuencia de rocas de afinidad oceânica, alôctona, del Cretâcico, que comprende rocas igneas mâficas y ultramâficas. rocas volcânicas bâsicas. intercaladas con sedimentarias marinas, con bajo grado de metamorfismo, y localmente hay una cobertura de depôsitos piroclâsticos del Cenozoico (Stibane, 1980; Aspden et. al., 1987 e INGEOMINAS, 1988). En esta cordillera hay también numerosos plutones y batolitos cenozoicos, de composiciôn tonalitica y monzonitica, del Mioceno inferior (Aspden et. al., 1987 y TistI & Salazar, 1993). Las LIanuras Costeras estân constituidas por rocas sedimentarias del Cuaternario (INGEOM INAS, 1988). 41 Capitulo 2___________________________________________________________________ Con respecto a la evoluciôn geolôgica de Colombia la mayorfa de los autores coinciden en senalar la clara distinciôn que existe entre el lado oriental y el lado occidental del pais, hasta el Mesozoico, independientemente de que se asuma una visiôn autoctonista o aloctonista (Toussaint & Restrepo, 1993). Mientras en el oriente la sedimentaciôn ha sido un proceso prolongado, en el occidente el magmatismo ha sido un fenômeno mâs destacado, pero las diferencias mâs importantes también son tectônicas y metamôrficas. La historia conjunta entre el oriente y el occidente colombianos comenzô en el Cretâcico-Terciario, con grandes desplazamientos de rumbo dextrales, producidos por la introducciôn de la plaça oceânica Caribe, en forma de cuna, entre Norteamérica y Suramérica (Toussaint & Restrepo, 1993 y Toussaint, 1995). Durante el Cretâcico-Terciario, la Cordillera Occidental se originô como resultado de la acreciôn de una porciôn de un arco de islas sobre corteza oceânica (afinidad MORB) (Meissner et. al, 1980; Toussaint et. al., 1987 y Jaillard et. al., 2002). El Cretâcico es el periodo mâs complejo de la evoluciôn geolôgica de Colombia, con multiples eventos sedimentarios, magmâticos, metamôrficos y tectônicos durante 76 millones de anos (Toussaint, 1995a). En el Cretâcico la zona de subducciôn migrô hacia el occidente, se formô un extenso arco magmâtico post-lectônico de composiciôn intermedia, con multiples intrusiones calcoalcalinas de gran extensiôn y se generô un importante sistema de fallas de sutura (Sistema de Fallas de Romeral) entre el domino continental al oriente y el oceânico al occidente. La Orogenia Andina (entre Mioceno y Plioceno) fue uno de los sucesos mâs importantes del Cenozoico en Colombia. Durante esta orogenia los Andes colombianos alcanzaron su actual configuraciôn y altura. Concretamente se formô y levantô la Cordillera Oriental. Asi mismo las cordilleras Central y Occidental, ya formadas, fueron levantadas y se dehnieron las cuencas intramontanosas actuales, estas cuencas recibieron gran cantidad de sedimentos provenientes de las cordilleras. Ademâs hubo un importante fallamiento a lo largo del eje de la Cordillera Central, y se formaron c entros volcânicos en esta cordillera, que aportaron gran cantidad de material eruptivo a las secuencias sedimentarias del Terciario superior y Pleistoceno, de los valles del Magdalena y Cauca. La fase de mâximo levantamiento se produjo en el Pleistoceno (INGEOM INAS, 1988). 2.3.1 MAGMATISMO EN COLOMBIA En Colombia se han definido diferentes ciclos magmâticos desde el Precâmbrico hasta el Cuaternario. El magmatismo en general ha estado asociado a procesos de subducciôn, pero para algunas de las unidades igneas se ha considerado una ubicaciôn actual, alôctona respecto a antiguos bordes occidentales de la plaça Suramericana. El magmatismo en Colombia se 42 Marco geolôgico-tectônico ha ido desplazando paulatinamente desde la region oriental hacia el occidente, a partir del Precâmbrico hasta el Cenozoico (Radelli, 1962; Irving, 1971 ; Toussaint & Restrepo, 1991 y Restrepo-Pace, 1992). El magmatismo precâmbrico en la regiôn oriental estâ representado principalmente por unidades plutônicas asociadas a antiguas orogenias. De igual forma el registro del m agmatismo paleozoico en Colombia, se encuentra principalmente en la regiôn oriental, y en segundo lugar en la Cordillera Central. En general puede decirse que este magmatismo estâ representado por rocas plutônicas âcidas y bâsicas, igualmente asociadas a antiguas orogenias (Radelli, 1962; INGEOMINAS, 1988; Toussaint & Restrepo, 1991 y Toussaint, 1993). El magmatismo mesozoico es el mâs destacado, continuo y extendido en toda la historia geolôgica de Colombia (Figura 15), principalmente en la regiôn occidental del pais y es la Cordillera Central la que mejor refleja este hecho. Esta intensa y extensa actividad magmâtica que comenzô en el Triâsico-Jurâsico se ha prolongado a lo largo de todo el Cenozoico (Aspden et. al., 1987; INGEOMINAS, 1988 y Toussaint & Restrepo, I99I). En el occidente colombiano se han definido cinco diferentes episodios plutônicos, intermedios de la serie calcoalcalina, desde hace 25 millones de anos (Aspden et. al., 1987). Se produjeron ademâs rocas plutônicas y volcânicas de composiciôn bâsica, intermedia y âcida, y hacia finales del Cretâcico rocas volcânicas ultrabâsicas. En la regiôn oriental se formaron rocas plutônicas, âcidas, de edad triâsica, y luego en el Jurâsico rocas volcânicas de composiciones âcida, intermedia y bâsica, localmente asociadas a rocas plutônicas. El magmatismo del Cenozoico se ha caracterizado principalmente por la producciôn de material volcânico. Otra caracteristica general es que progresivamente ha ido afectando regiones mâs orientales, al desplazarse hacia el occidente la zona de subducciôn (Paris & Marin, 1979b y Restrepo & Toussaint, 1987). El plutonismo cenozoico puede ser dividido en dos eventos (Figura 15): un evento del Eoceno temprano (Paleôgeno) y un segundo evento del M ioceno tardio (Neôgeno), ambos de composiciôn intermedia. 2.3.2 VOLCANISMO EN COLOMBIA En Colombia hay gran variedad de rocas volcânicas. Las ùnicas rocas volcânicas ultramâficas son las komatiitas de la Isla Gorgona, en el Pacifico. Entre las rocas volcânicas bâsicas hay diferentes tipos de basaltos (toleiticos. alcalinos y andesiticos). Las rocas volcânicas intermedias de edad cenozoica (andesitas y dacitas) son prédominantes. Las rocas âcidas como riolitas y traquitas aparecen principalmente en unidades pre-holocénicas (INGEOMINAS, 43 Capitulo 2 ACANDl M OCK BE PUQUI B H O U IO D E ; MANDÉ EPISODtO PUnONICO NEOGENO EPISODIO PUnONICO PALEOGENO EPISODIO PLUTÔNICO CRETÂCICO I EPISODIO PLUTÔNICO JURÂSICO J / BAIDUTODE PBX A N C H A EPISODIO PLUTÔNICO TRIÂSICO MUAS PMNaPAlES ffrozo* dtocontinuo* d o n d e to n fo lla i Infertdot) 150 km F ig ira 15. Principales unidades plutônicas de los Andes colom bianos, desde el M esozoico al C enozoico (To­ mado y modificado de Aspden et. al., 1987). 44 Marco geolôgico-tectônico 1988; Toussaint, 1993 e INGEOMINAS, 1997b). Evidencias de volcanisme en Colombia aparecen desde el Precâmbrico, como lavas riodaciticas y rioliticas, piroclastos, aglomerados, diques y sills de dolerita en los Llanos Orientales (INGEOM INAS, 1988 y Toussaint, 1993). La ùnica evidencia de volcanisme paleozoico corresponde a unas capas volcânicas âcidas a intermedias intercaladas con sedimentos rojos del Pérmico en la Cordillera Oriental INGEOMINAS, 1988). Durante el Triâsico-Jurâsico se produjo un volcanisme voluminoso, de composiciôn muy variada, desde riolitas hasta basaltos, principalmente en el oriente colombiano, en forma de abundantes piroclastos y lavas, intercalados con sedimentos continentales o marines, localmente asociados a diques de diabasas (INGEOM INAS, 1988 y Toussaint, 1995). El volcanisme cretâcico en el occidente colombiano estâ representado por rocas bâsicas, que fueron acrecionadas al borde continental por obducciôn o subducciôn (Toussaint, 1995a y Kerr et. al., 1997). Estas rocas volcânicas basâlticas, toleiticas, de afinidad oceânica, afloran en el flanco occidental de la Cordillera Central, la depresiôn Cauca-Patia y el flanco oriental de la Cordillera Occidental, intercaladas con rocas sedimentarias y presencia local de lavas almohadilladas (INGEOM INAS, 1988 y Kerr et. al., 1997). El extenso volcanismo cenozoico colombiano estâ asociado a la Orogenia Andina (Page, 1986). Ha sido dividido en dos etapas: Mioceno a Plioceno inferior y Plioceno superior a Holoceno (Cepeda, 1987 y Cepeda et. al., 1987). Se encuentra ampliamente distribuido en la regiôn occidental de Colombia, principalmente en Cordillera Central, Cordillera Occidental y depresiôn Cauca-Patia. En Colombia se han definido diversas unidades volcâniclasticas cenozoicas, en diferentes sectores. Entre las que se destacan aquellas ubicadas en el valle superior del Rio Magdalena formados como debris-flows proximales y distales, que fueron derivados desde los estratovolcanes de la Cordillera Central. Una de estas unidades es la Formaciôn Honda, que es la evidencia mâs notable de volcanismo cenozoico, y que se formô durante las primeras fases de la Orogenia Andina (VanHouten, 1976; Kroonenberg et. al., 1981 y Kroonenberg et. al., 1987). 2.3.3 GEOLOGIA DE LA CORDILLERA CENTRAL En la Cordillera Central la corteza continental tiene un espesor que llega hasta 40 km (Restrepo-Page, 1992) o 55 km (Meissner et. al., 1980 e INGEOM INAS, 1988). Esta cordillera 45 Capitulo 2___________________________________________________________________ estâ limitada al occidente por el Sistema de Fallas Cauca-Romeral, al nororiente por fallas transcurrentes y al suroriente por fallas inversas de ângulo alto (Falla del Magdalena). En general la orientaciôn de las estructuras y unidades litolôgicas en esta cordillera es NS a NE, aunque en el sector norte existen estructuras de direcciôn NW-SE. La Cordillera Central posee un registro casi completo de la evoluciôn geolôgica de la esquina noroccidental de Suramérica, que comenzô en el Paleozoico tardio (Figura 16). Estâ conformada por un basamento polimetamôrfico. en el que se han registrado diferentes eventos de metamôrfico regional, superpuestos, de edad precâmbrica, paleozoica y mesozoica. Las rocas precâmbricas afloran en bloques o macizos aislados y las rocas paleozoicas aparecen como un cinturôn metamôrfico discontinuo, pareado (Aspden et. al., 1987). Al occidente de la Cordillera Central no existen rocas de edad Precâmbrica. La mayoria de las unidades metamôrficas de edad paleozoica, de esta cordillera han sido agrupadas con el nombre de Complejo Polimetamôrfico de la Cordillera Central (Restrepo & Toussaint, 1982, en INGEOMINAS, 1995) y se encuentran tanto en el eje como en los flancos. Este basamento ha sido afectado por eventos orogénicos, metamôrficos, térmicos y levantamientos posteriores, e intruido por numerosos cuerpos igneos de edad mesozoica. -Dominio Oceânico -D o m in io C o n tin en ta l C o rd ille ra O cc id en ta l C o rd ille ra C en tra l VULCANISM O CEN O ZOICO PLU TO N ISM O M IO C E N O fL IO C E M O V PLUTONISM O T RIA SICO vIU R A SICO G R U PO CA JA M A RC A N vel de Mar A n tig u a s Z o n a s d e S , -------- — S u b d u c c iô n POSIBLE SITUAClÔN ENTRE EL PALEOGENO Y EL TIEMPO PRESENTE Ofiolitas I h /w & l G fupoCajam arca % t %| P lu tonism oT riàsico^uràsico | | Vulcanismo Bàsico |: . Sedimentaciôn M iogeosinclinal |‘, ' .'I E scudo Guayanés Vulcanismo Triâsico-Jurâsico * | Plutonismo Cretàceo Metamorfismo Alla Presiôn Manto I" u "I P lu tonism oPaleoceno |y/|_ \ , | Sedimentaciôn Distal Plutonismo M ioceno-Plioceno TH és^o^u^és'ico Sedim entaciôn de Trench Molasa Terciaria Vulcanismo Cenozoico Figura 16. La estructura geolôgica de los A ndes colom bianos en el D epartam ento del Cauca corresponde a un dom inio oceânico en el O ccidente y un dom ino continental en el O riente (Tom ado y modificado de IN G EO M I­ N AS, 1998). 46 Marco geolôgico-tectônico En la Cordillera Central se haya la mâs clara evidencia de que el M esozoico en Colombia se destaca por su carâcter magmâtico. Esta Cordillera estâ constituida en un 40% por cuerpos plutônicos y subvolcânicos de composiciôn bâsica, intermedia y âcida, en su mayorfa del Mesozoico, que conforman un cinturôn casi continuo, tanto en el flanco oriental como en el flanco occidental, donde estân asociados al Sistemas de Fallas Cauca-Romeral. El conjunto de rocas plutônicas del flanco occidental de esta cordillera tiene una estrecha relaciôn genética y estructural con la Cordillera Occidental (INGEOM INAS, 1988 y Acosta, 1998). En la Cordillera Central se encuentran desde stocks granfticos del Triâsico y plutones gabroicos a granfticos hasta plutones de gran tamafto, cuarzodiorfticos y granodiorfticos del Jurâsico y Cretâcico (p.e. Batolito de Ibagué de 8400 k m \ Batolito Antioqueflo y el Batolito de Pâez). Ademâs hay numerosos cuerpos intrusivos andesfticos a dacfticos, dispersos, de edad Mioceno-Plioceno (Feininger et. al., 1972; INGEOMINAS, 1988 y Restrepo, 1991), y rocas plutônicas ultramâficas y mâficas, de edad cretâcica, en el flanco occidental. Igualmente, en la Cordillera Central hay extensiones considerables de rocas y materiales de origen volcânico. En el flanco occidental se destacan unidades triâsico-jurâsicas y cretâcicas confomiadas por intercalaciones de rocas volcânicas bâsicas y rocas sedimentarias marinas. Las rocas volcânicas son fundamentalmente basaltos y diabasas, de afinidad toleftica, que representan corteza oceânica (Botero, 1963 y Maya & Gonzâlez, 1995). En la Cordillera Central el volcanismo cenozoico comenzô con la formaciôn de cuerpos hipoabisales o subvolcânicos menores, basâlticos a dacfticos, del Mioceno. Este volcanismo evolucionô hacia un ciclo predominantemente efusivo bâsico a intermedio y posteriormente hacia un carâcter mâs explosive, principalmente con flujos piroclâsticos, Iluvias plinianas y lahares (Restrepo & Toussaint, 1987; INGEOMINAS, 1988; Toussaint & Restrepo, 1991 y Borrero et. al., 1993). Este volcanismo continuô en el Plioceno-Holoceno concentrândose principalmente en el eje de la Cordillera Central, desde hace 4 Ma (Toussaint & Restrepo, 1991), donde se encuentran la mayorfa de los centros volcânicos actuales. 2.4 VOLCANISM O CUATERNARIO EN COLOM BIA El volcanismo cuaternario de Colombia, asociado a la subducciôn de la plaça de Nazca debajo de la plaça suramericana corresponde a la segunda etapa del volcanismo cenozoico que va del Plioceno superior al Holoceno. A esta etapa pertenece el arco volcânico actual, ubicado aproximadamente a una distancia de 200 km desde la Fosa Colombia-Ecuador y a 150 km por encima de la zona de Benioff (M eissner et. al., 1976 y M eissner et. al., 1980)). Es un tfpico volcanismo continental perteneciente a la serie calcoalcalina de margen 47 Capitulo 2 continental activa que caracteriza a los Andes del Norte (Cepeda. 1987, Cepeda et. ai.. 1987 e INGEOMINAS. 1988). En el territorio colombiano, concretamente al norte del volcân Galeras, el arco volcânico estâ definido prâcticamente por una ùnica franja volcânica, mientras al sur el volcanismo estâ mâs extendido, composicionalmente, es mâs variado y conforma cuatro filas volcânicas sub-paralelas. Hacia el limite entre estos dos sectores hay un rasgo particular en la zona norte del Ecuador (entre 1°N y 2°S) donde el arco volcânico se ha desarrollado de cara a la Dorsal Carnegie del Pacifico, que représenta la traza del h o t s p o t Galâpagos a través de la plaça de Nazca (Samaniego et. al., 1999). Las manifestaciones de este volcanismo se encuentran en las cordilleras Central y Occidental y en la depresiôn interandina del Cauca-Patia, desde los 5°N en territorio colombiano hasta la frontera con Ecuador. Los productos de este volcanismo son lavas, ignimbritas, depôsitos de cenizas o caidas piroclâsticas, flujos piroclâsticos, escorias, lahares y domos, en general pertenecientes a facies proximales, localizadas en las cordilleras. En los valles intramontanos se encuentran las faciès distales correspondientes a depôsitos piroclâsticos (caidas, flujos e ignimbritas), lahares, flujos de escombros, con intercalaciones epiclâsticas, aglomerados, areniscas tobâceas y depôsitos fluvio-volcânicos y aluviales. Estos materiales son de composiciôn intermedia predominantemente andesitica con variaciones desde basaltos a riolitas (INGEOM INAS, 1988). Diferentes tipos de estructuras volcânicas son resultado de este volcanismo: calderas, estratovolcanes, volcanes monogenéticos y cuellos volcânicos de volcanes extintos. En general, la actividad de los volcanes mâs recientes es principalmente explosiva (Murcia, 1987). Las lavas mâs jôvenes de los volcanes en la regiôn central de Colombia tienden a ser andesitas de dos piroxenos o andesitas de olivino-clinopiroxeno. Por otro lado, en los volcanes que forman el frente volcânico suroccidental, en la Cordillera Occidental se destacan las lavas daciticas y andesiticas de clinopiroxeno, homblenda y biotita, y se presentan mâs estructuras caldéricas y extensos depôsitos piroclâsticos (Hall & Wood, 1985). Entre los 35 volcanes colombianos mâs importantes aproximadamente 13 estân activos. Los volcanes que han registrado mayor actividad a lo largo del periodo histôrico de Colombia son el Galeras, el Puracé y el Nevado del Ruiz. La distribuciôn de los volcanes ha permitido dividir la cadena volcânica colombiana actual en cuatro grupos principales (Figura 11): 1 ) Grupo volcânico Ruiz - Tolima, en el sector norte de la Cordillera Central, en una franja de aproximadamente 90 km de longitud. Comprende los volcanes Cerro Bravo, Nevado 48 Marco geolôgico-tectônico del Ruiz, Nevado del Cisne, Nevado de Santa Isabel, Quindio, Nevado del Tolima, y Machin. 2) En el sector central de la Cordillera Central, aparece aislado el Complejo Volcânico Nevado del Huila. 3) Grupo volcânico Puracé - Dona Juana, en el sector sur de la Cordillera Central, comprende los volcanes Sotarâ y Dona Juana, y la Cadena volcânica de los Coconucos, que incluye al volcân Puracé. 4) Grupo volcânico Galeras - Cerro Negro, en la Depresiôn Cauca - Patia y sector sur de la Cordillera Occidental, hasta la frontera con Ecuador. Incluye al Complejo Volcânico del Galeras, a los volcanes Azufral, Cumbal, Cerro Negro de M ayasquer y Chiles. Estos segmentos, separados p o v g a p s volcânicos, definen una banda discontinua de volcanes activos e inactivos de aproximadamente 1.100 km, desde 5°N a 3,5°S, relacionados probablemente con cambios en la zona de subducciôn. La orientaciôn de los volcanes cambia de una tendencia principalmente N-N W, en el norte-centro de Colombia, a una tendencia NE en el sur del pais (Figura 11 ). La relaciôn volcanismo-tectônica en Colombia ha sido tratada por varios autores (Pennington, 1981; Hall & Wood, 1985; Cepeda et. al., 1987 y Murcia, 1987). Con la utilizaciôn de imâgenes de satélite (Murcia, 1987) o de radar (Wessels, 1995) ha quedado demostrada la relaciôn entre el fallamiento y el volcanismo, al obtenerse una visiôn clara de la influencia que las grandes fallas de rumbo s régionales tienen sobre la ubicaciôn, orientaciôn, morfologia y actividad de los principales volcanes activos. Los volcanes aparecen alineados o elongados de forma paralela a dichas estructuras o en el cruce de grandes fallas (Figura 17). 2.5 MARCO TECTÔNICO COLOM BIANO RECIENTE Los Andes en Colombia corresponden a una extensa zona de deformaciôn continental, por la convergencia de las plaças Nazca, Caribe y Suramérica. La actividad tectônica cuaternaria, producto de esta convergencia, ademâs de generarse en la fosa sismogénica del Pacifico y a lo largo del piano de Benioff, también se ha desarrollado a lo largo de los sistemas de fallas activas (Figura 18) que enmarcan a las cordilleras andinas colombianas, como por ejemplo el Sistema de Fallas Cauca Romeral, a lo largo del valle Cauca-Patia, entre las Cordilleras Central y Occidental. (Toussaint & Restrepo, 1986 y 1987; y Taboada et. al., 2000). Estas fallas son generalmente inversas con buzamiento hacia las cordilleras, excepto 49 Capitulo 2 -4°N Buenaventura OCÉANO Cali PACIFICO Neiva 3°N VC -2°N VNH: Volcan Nevado del Hullo CVC: C adena Volcânica d e los Coconucos VS: Volcdn Sotard SFC: Sistema d e Fallas C auca SFR: Sistema d e Fallas Romeral Figura 17. Esquem a en el que se m uestra la estrecha relaciôn entre la ubicaciôn de los voleanes eenozoicos ac­ tivos y las principales estructuras, del suroecidente colom biano, concretam ente en la regiôn del departam ento del C auca (Tomado y modificado de M urcia, 1986). en el suroecidente de Colombia donde hay fallas NNE con ângulo de buzamiento alto y movimiento dextral a lo largo del eje cordillerano (Taboada et. al., 2000). Durante la Orogenia Andina se produjo, ademâs, una re-orientaciôn hacia el NW-SE de los esfuerzos tectônicos que originaron fallas de rumbo dextrales que desplazaron a fallas sinestrales mâs antiguas del Cretâcico-Terciario (INGEOMINAS, 1988). Adicionalmente, las fallas normales de las cuencas orientales de Colombia se transformaron en fallas.inversas y las fallas dextro-laterales del occidente colombiano pasaron a ser de movimiento siniestro- lateral (Montes & Sandoval, 1998). El Sistema de Fallas Cauca-Romeral (SFCR) estâ conformado por fallas paralelas y subparalelas y se extiende por mâs de 800 km, desde el Ecuador hasta el norte de Colombia y define el limite entre rocas de afinidad oceânica al occidente en la Cordillera Occidental y rocas continentales al oriente en la Cordillera Central (Montes & Sandoval, 1998). Ha sido considerado como una paleosutura o antigua zona de subducciôn que ha experimentado cambios en su estilo de movimiento desde lateral derecho en el Cretâcico hasta lateral izquierdo en el Cenozoico (Toussaint & Restrepo, 1986 y 1987; y Cline et. al., 1981). Las fallas que conforman este sistema tienen rumbos que van desde N10°E a N50°E y los buzamientos varian desde verticales hasta 50° al E o W. Existen evidencias geomorfolôgicas, geolôgicas 50 Marco geolôgico-tectônico 1 FOSA DE COLOMBIA 2 CINTURÔN DE COLOMBIA 3 CINTURÔN DEL CARIBE 4 FALLA SANTA MARTA- BUCARAMANGA 5 FALLA DE OCA 6 FALLA PARAGUACHON 7 FALLA CESAR 8 FALLA CERREJON 9 FALLA PERU A-A -ARENA BLANCA 10 FALLA SINU 11 FALLA ROMERAL 12 FALLA MURRUCUCU 13 FALLA SINU 14 FALLA ITUANGO 15 FALLA ESPIRITU SANTO 16 FALLA MULATOS 17 FALLA SALINAS - CAMBAO 18 FALLA MULATOS 19 FALLA TRANSVERSAL DE COLOMBIA 20 FALLA NEM OCO 21 FALLA SERVITA 22 FALLA GUAICARAMO 23 FALLA ATRATO 24 FALLA REMOLINO - TORTUGAS 2 5 FALLA GARRAPATAS 26 FALLA BAUDO 27 FALLA OESTE DEL MAGDALENA 2 8 FALLA RIO CAUCA 2 9 FALLA TRANSVERSAL LOS VOLCANES 30 FALLA CARURU 31 FALLA OESTE DEL MAGDALENA 32 FALLA ARAUCA 33 FALLA TUMACO 34 FALLA OTU 35 FALLA MELGAR - VENADILLO 36 FALLA LA PLATA - CALIMA F ig u ra 18. Fallas y rasgos estructurales mâs destacados del territorio colom biano (Tom ado y m odificado de G ômez, 1995). y sismicas, que indican actividad cuaternaria en el SFCR (Cline et. al., 1981; Hutchings et. al., 1981 y Orrego & Marin, 1981). A lo largo de la Cordillera Central se han definido très sistemas principales de fallas longitudinales. En el flanco oriental, hacia el valle del M agdalena (Figura 19), estâ el primer sistema a lo largo de 700 km, con fallas de direcciôn N20-30°E, movimiento principalmente inverso y componente lateral, generadas en el Terciario superior e incluye, entre otras, a las fallas Ibagué y La Plata (Lozano & Murillo, 1995 y Taboada et. al., 2000). El segundo grupo de fallas que estâ ubicado en el flanco occidental pertenece al SFCR. En el norte estas fallas tienen direcciôn NS a NNW, pero en el sur cambian a direcciôn NNE (Taboada et. al., 2000). El tercer sistema de fallas estâ ubicado en el eje de la Cordillera, principalmente en el sector sur, donde aparecen algunas fallas que son subparalelas al SFCR, como por ejemplo las fallas Moras e Irlanda (Taboada et. a l . . 2000). 51 Capitulo 2 CVNH Neiva 1 = Unidades Pre-cretâcicas 2 = Unidades Cretâcicas 3 = Unidades Cenozoicas pre-Oligoceno medio 4 = Unidades post-Oligoceno medio Figura 19. Esquem a con las principales estructuras geolôgicas, régionales, en el flanco oriental de la C ordillera C entral, entre el C VN H, en el eje de la cordillera, y la ciudad de N eiva, ubicada a 85 km al oriente, (Tom ado y m odificado de Butler & Scham el - 1988, en Toussaint, 1995). Otro grupo de fallas importante en la Cordillera Central, corresponde al sistema de fallas transversales, con direcciôn principal N55°W que divide la cordillera en bloques levantados y hundidos (Lozano & Murillo, 1995). Esta tectônica de bloques separados por fallas régionales, que se entrecruzan es uno de los rasgos estructurales mâs importantes en el flanco oriental de la Cordillera Central, en el cual la presencia de fallas de muy alto ângulo, en forma de abanico. tanto normales como inversas, definen una tectônica vertical, subdividiendo el basamento cristalino en bloques levantados o hundidos (Kammer & Mojica, 1996). Las dos fallas mâs importantes de este sistema dividen la Cordillera Central en très bloques principales: Bloques Norte y Sur que estân hundidos y en los cuales se da la concentraciôn de conos volcânicos; y el Bloque Central que se encuentra levantado y no présenta volcanismo. En el Bloque Sur limitado al norte por la Falla La Plata se encuentra el volcân Nevado del Huila. Es importante anotar que las fallas de direcciôn NE y NS en general enmascaran y dislocan a las fallas NW (Lozano & Murillo, 1995). 2.6 M ARCO GEOLÔGICO-TECTÔNICO EN EL ENTORNO DEL CVNH 2.6.1 GEOLOGIA DEL SECTOR DE LA CUENCA DEL RIO PAEZ (TIERRADENTRO) En la porciôn media de la Cordillera Central se encuentra la cuenca del rio Pâez, en cuyas cabeceras estâ el Complejo Nevado del Huila (CVNH), en el vértice norte de la regiôn llamada Tierradentro. En la cuenca del rio Pâez hay amplia diversidad de unidades litolôgicas, incluyendo rocas metamôrficas precâmbricas y paleozoicas, plutônicas mesozoicas y cenozoicas, sedimentarias mesozoicas y cenozoicas, volcânicas cenozoicas y depôsitos del cuaternario. Entre las cinco unidades metamôrficas que se han descrito en la cuenca del rio Pâez se 52 Marco geolôgico-tectônico destacan: el Neis de Quintero (Orrego & Paris, 1991, en INGEOMINAS, 1994a) que corresponde a rocas metamôrficas régionales de alto grado de las faciès esquisto verde a facies anfibolita y el Complejo Cajamarca formado por rocas metamôrficas del Paleozoico, en el nùcleo de la Cordillera Central, definido inicialmente por Nelson (1957) como Serie o Grupo Cajamarca (Orrego & Mosquera, 1989). Entre las cinco principales unidades de rocas intrusivas de la cuenca del rio Pâez sobresalen: el Batolito de Ibagué (Jurâsico - INGEOMINAS, 1994a) y el Batolito de la Plata que es la unidad mâs extendida en la cuenca del rio Pâez. Ademâs estân los Pôrfidos Andesiticos y Daciticos del Terciario que corresponde a una serie de intrusivos menores, dispersos, alterados hidrotermalmente (Orrego, 1977, en INGEOMINAS, 1994a). Las cuatro unidades sedimentarias descritas en la cuenca del rio Pâez, no tienen una denominaciôn formai asignada, pero han sido correlacionadas con formaciones bien definidas de la cuenca del valle del Rio Magdalena: como las Rocas Sedimentarias y M etasedimentarias del Cretâcico correlacionada con el Grupo Villeta (INGEOM INAS, 1994a). Las unidades volcânicas mâs antiguas de la cuenca del rio Pâez estân formadas por rocas bâsicas y ultrabâsicas del Cretâcico (Hubach & Alvarado, 1932). Luego estâ una serie de rocas andesiticas de edad Plioceno-Pleistoceno (INGEOM INAS, 1994a y Torres, 1995). Las rocas del CVNH son el conjunto de rocas volcânicas mâs joven en la cuenca del rio Pâez. El Cenozoico estâ representado, ademâs, en la cuenca del rio Pâez por unidades sedimentarias, cuatemarias: depôsitos de till y diferentes niveles de terrazas aluviales. Existen cuatro niveles de terrazas principales en el rio Pâez, todas ellas contienen material volcânico, probablemente originado en el VNH (Van der Wiel, 1991). El nivel mâs alto de estas terrazas corresponde al depôsito generado por la Avalancha del Escombros del rio Pâez, del Pleistoceno tardio-Holoceno, definido por Pulgarin (2001), y que se produjo por el colapso gravitacional de la ladera sur del CVNH. Otros tipos de depôsitos cuaternarios son: fluvioglaciares, fluviales, coluviales, flujos de lodo y flujos de escombros. 2.6.2 BASAMENTO DEL COM PLEJO VOLCANICO NEVADO DEL HUILA (CVNH) El basamento y las unidades adyacentes al CVNH corresponden a rocas metamôrficas paleozoicas, plutônicas mesozoicas, y metasedimentarias y sedimentarias cretâcicas (Figura 20). Estas rocas que pertenecen principalmente al dominio oriental de la Cordillera Central, dentro de la cuenca del rio Pâez, han sido descritas en diferentes trabajos, entre los cuales se destacan: INGEOM INAS (1994a y 1995a), Torres (1995) y Jiménez (1997). 53 Capitulo 2 •zn( \ Pznq Pznq Qvh J?bp Qsd^J?bp J?bp Qgm Pzmc l?bm Qvh Qsd J?bp Kms J?bp Qvh L eyenda: Qgm: G laciar d e m o n tan a . Qsd; D epôsitos sed im en ta rio s sin d iferenciar - H oloceno. Qvh: D epôsitos del C om plejo Volcânico del N evado del Huila - P e is toceno-H oloceno . T?i: Pôrfido andesitico -dacitico , intrusive - Terciarioj?). Kms: R o cas se d im en ta r ias y m etase d im e n ta rias del C re tà ceo . J?bp: Batolito d e la P la ta, dioritas a g ranod io rita s - Ju ra sic o (?) . Pzmc: C om plejo C ajam arca , e sq u is to s y c u a rc ita s - P aleozo ico , Pznq: N eis d e Q uintero, n e ise s y e sq u is to s d e alto g ra d o d e m etam orfism o - P aleozo ico . Figura 20. U nidades litolôgicas que conform an el basam ento del C om plejo Volcânico del N evado del Huila. 54 Marco geolôgico-tectônico 2.6.2.1 Rocas Metamôrficas del Paleozoico - Neis de Quintero (Pznq) Al norte del CV N H se encuentra una unidad conform ada por neises cuarzo-feldespâticos y esquistos cuarzo-feldespâticos m icâceos correlacionable con el N eis de Quintero. A esta unidad se le ha asignado una posible edad precâm brica, por correlaciôn con otros cuerpos sim ilares que se encuentran en la C ordillera O riental (Orrego & Paris, 1991 en IN G EO M IN A S, 1994a). Ha sido correlacionada con otros cuerpos néisicos que afloran en el m ism o am biente geotectônico de la Cordillera Central los cuales, de acuerdo con dataciones radiom étricas tienen edades entre 1.268 y 242 M a (M aya, 1992). Por otro lado han sido reportadas, para el N eis del Rio Quintero, dos dataciones isotôpicas, de 40 y 36 M a (K /A r en m oscovita) correspondientes al Paleôgeno (Eoceno) que podrian estar representando posibles eventos térm icos del Terciario inferior (M aya, 1992). Hay pues controversia sobre la edad de esta unidad (Precâm brico o Paleozoico) e incluso sobre su correcta denom inaciôn. 2.Ô.2.2 Rocas Metamôrficas del Paleozoico - Complejo Cajamarca (Pzmc) Se ubican hacia el occidente del CV NH , conform ando una franja alargada que contienen esquistos verdes, negros, cuarzo-m icâceos y cuarcitas. Pertenecen al denom inado Com plejo Cajam arca, que corresponde a un cinturôn de rocas m etam ôrficas de edad paleozoica, orientado en direcciôn NE que se encuentra en la cim a y flanco oriental de la C ordillera Central (O rrego & M osquera, 1989). 2.Ô.2.3 Rocas Intrusivas del Mesozoico - BATOLITO DE LA PLATA (J?bp) Esta unidad, con el nom bre de Batolito de La Plata, es la m âs extendida en la cuenca del rio Pâez (IN G EO M IN A S, 1995a). Corresponde a m âs del 50% del basam ento del CV N H , ocupando toda la vertiente oriental del rio Sim bola (al oriente del volcân), la ladera sur de la quebrada Q uindao (al sur del volcân), el lado noroccidental de la quebrada Verdun (al norte del volcân) y al sur de D ublin (extrem o suroccidental del volcân). Estâ com puesta principalm ente por dioritas, cuarzo-dioritas, granodioritas y granitos, que presentan, en general, textura faneritica, y localm ente diques afaniticos oscuros (Figura 21) de una etapa tardia de com posiciôn m icrodioritica y andesitica (Rodriguez, 1995 en IN G EO M IN A S, 1995a). Inicialm ente fue denom inado Batolito de Pâez (H ubach & A lvarado, 1932), o M acizo de La Plata-La Topa (G rosse, 1935), y se le asignô una edad post-cretâcica. Posteriorm ente fue denom inado Plutôn de La Plata, de edad triâsico-jurasica (183 ± 5 M a, K /A r en biotita - A lvarez & Linares, 1983). U na datacion K/Ar, en roca total, de una m uestra de granodiorita tom ada, cerca al CV NH , por Pulgarin (2000) dio una edad de 125 ± 3 Ma. 55 Capitulo 2 Figura 21. Diques afaniticos oscuros que afloran en la margen derecha del Rio Sim­ bola, cortan al cuerpo de Rocas Igneas In­ trusivas del Mesozoico (J?bp), que repré­ senta el 50% del basamento del Complejo Volcânico Nevado del Huila. AI datar la m uestra de uno de los diques que intruye a esta unidad, tom ada igualm ente en los alrededores de CVNH por Pulgarin (2000) se obtuvo una edad de aproxim adam ente 93,5 M a, K /Ar (ver Capitulo 4). Frecuentem ente esta unidad ha sido correlacionada con el Batolito de Ibagué (definido por N elson, 1959, en Ntanez et al., 1996). Existe im precision en la denom inaciôn form al y correlaciôn de esta unidad: para algunos autores se trata del Batolito de la Plata correlacionable con el Batolito de Ibagué (IN G EO M IN A S, 1994a y 1995a), para otros es el Batolito del Pâez correlacionable con el Batolito de Ibagué (Velandia et. al., 1996 y M arquinez et. al., 1999 en Ruiz & M arquinez, 2002). Hay quienes consideran que el Plutôn de Pâez y el Batolito de Ibagué son dos unidades diferentes (Rodriguez, 1995 y N unez et. al., 1996) y para otros la denom inaciôn M acizo de La Plata debe asignarse a las rocas m etam ôrficas de alto grado que afloran al occidente del m unicipio de La Plata, y reservar el nom bre Plutôn de Pâez efectivam ente para la unidad plutônica granodioritica de edad ju râsica que intruye a las rocas m etam ôrficas (Rodriguez, 1995). 2.6.2.4 Rocas Metasedimentarias y Sedimentarias del Cretâcico (Kms) Se encuentran al suroecidente del CV NH , en la m argen derecha del rio Pâez. Corresponde a una secuencia de bajo grado de m etam orfism o que estâ com puesta principalm ente por pizarras, filitas, m eta-areniscas, m eta-lim olitas y calizas fosiliferas (IN G EO M IN A S, 1995a), adem âs de arcillolitas, c h e r t s , lutitas negras y arenisca de origen m arino (H ubach & A lvarado, 1932 y IN G EO M IN A S, 1994a). Se les ha asignado una edad cretâcica, al ser correlacionadas Marco geolôgico-tectônico con el Grupo Villeta (IN G EO M IN A S, 1994a). 2 6.2.5 Rocas Intrusivas del Terciario (T?i) Existe un cuerpo pequeno de rocas intrusivas de com posiciôn interm edia, que intruyô a la unidad de las Rocas M etasedim entarias y Sedim entarias del C retâcico (Km s), por lo que se le asigna, tentativam ente, una edad terciaria (Orrego, 1977, en IN G EO M IN A S, 1994a). Estâ conform ada por porfidos andesiticos y daciticos con alteraciôn hidroterm al y aflora en la cuenca del rio San Vicente, al suroecidente del CVNH. 2.6.3 MARCO TECTÔNICO LOCAL El CV N H es uno de los edificios volcânicos activos, ubicados en el eje de la C ordillera Central colom biana, originados por la subducciôn N azca/Suram érica. La presencia del volcân N evado del H uila es uno de los rasgos que perm itiô définir el lim ite (Figura 11) de uno de los diferentes segm entos volcano-tectônicos en que se han dividido los Andes del N orte (Hall & W ood, 1985). Particularm ente el segm ento corresponde a una extensa zona al sur de CV NH que estâ afectada por grandes sistem as de fallas com o el SFC R con direcciôn N N E, y los sistem as M oras de direcciôn N E -SW y Salento de direcciôn NW -SE (A rcila & M onsalve, 1996). U tilizando im âgenes de satélite del suroecidente colom biano, el CV NH ha sido ubicado en un m ega-bloque hundido del basam ento, lim itado por fallas de direcciôn N W (Velandia, 1997). Igualm ente el CV NH se encuentra en el denom inado B loque Andino Sur que estâ definido por la Falla G uaicaram o al oriente, la Falla A trato al occidente, la Paleom egacizalla Transversal de Colom bia al norte (Figura 18) y la falla trasversal La Plata- Calim a al sur (G ôm ez 1995). El estilo tectônico en la cuenca del rio Pâez, donde se encuentra el CV N H , estâ dom inado por dos sistem as de fallas principales, una de direcciôn N25°-30°E y otra N30°-35°W (A rcila & M onsalve, 1996). El cruce de estos dos sistem as con fallas de direcciôn EW, define diversos bloques tectônicos (Caro, 1995 e IN G EO M IN A S, 1995a), uno de los cuales corresponderia al CV N H (Figura 17). Es posible, adem âs, que el CV N H se haya originado por el ascenso de m agm a a través de la zona de debilidad generada por la intercepciôn o cruce de dos o mâs fallas. Entre el grupo de las fallas de direcciôn N E -SW de la cuenca del Pâez, que estân relacionadas con el C V N H se encuentran: Sistem a de Fallas de M oras (F igura 22) que se ram ifica en dos trazos paralelos denom inados fallas M oras Geste y M oras Este, am bos con orientaciôn N40°E; Falla C alam bayù que hacia el suroecidente se une a un trazo del Sistem a de Fallas 57 Capitulo 2______________________________________________________________________ de M oras; Falla Tôez, que al prolongarse hacia el suroecidente se une a la Falla M oras Este; Falla Tâlaga de tipo siniestral inverso, y Falla Aviram a con buzam iento hacia el SE y actividad neotectônica (A rcila & M onsalve, 1996). Las fallas de d irecciôn NW -SE, pertenecientes al Sistem a de Fallas Salento, definido por Lozano (1985, en A rcila & M onsalve, 1996) ubicado al suroecidente del CV N H son: la Falla B uenaven tura-L a Plata que contrôla parcialm ente el curso del rio Pâez; Falla Villa Colom bia, paralela a la anterior; Falla Paso de B obo, y la Falla Coconucos, paralela a las anteriores y sobre la cual estân alineados los centros eruptivos de La C adena Volcânica de Los Coconucos (por fuera de la cuenca del Pâez). A rcila & M onsalve ( 1996) incluyeron la Falla Verdun, un trazo pequeno con tendencia NW, ubicado en el noreste del N evado del H uila (Figura 22). 5 8 Marco geolôgico-tectônico 76° 03 ’ W 2° 57' N 2° 54 N Laguna P â e z - W r /■ Lineamiento Figura 22. Principales fallas y lineamientos que conforman el marco tectônico local, en el entorno del Com­ plejo Volcânico Nevado del Huila. 59 Geomorfologia 3.- GEOMORFOLOGIA GEOMORFOLOGIA: MAS QUE RELIEVE... ^UNA MEDIDA DELTIEMPO? D esde m uy tem prano en el desarrollo de esta investigaciôn se vislum brô la relevancia que tendrian los rasgos m orfolôgicos no solo para la interpretaciôn vulcanolôgica, sino tam bién com o “ indicadores de tiem po” , y côm o ellos perm itirian la prim era aproxim aciôn a una definiciôn de las diferentes etapas en la historia de construcciôn y m odelado del relieve del Com plejo Volcânico N evado ' del H uila (CVN H). En la reconstrucciôn de la evoluciôn m orfolôgica de un edificio volcânico o un ârea volcânica, es fundam ental el estudio de las caracteristicas m orfolôgicas y los rasgos superficiales, que son el resultado de la acciôn com binada de procesos endôgenos y exôgenos. Asi cabe destacar, el estudio de la m orfologia com parada entre conos de escorias, hecho en Corea por K im & Hyun (2001), en el que utilizaron com o indicadores de edad, param ètres m orfom étricos com o la relaciôn H /W (H = altura del cono / W = diferencia entre ancho de cono y ancho de crater) y el ângulo de la pendiente. Igualm ente en grandes volcanes o com plejos volcânicos, en diversas partes del m undo, el estudio de las geoform as de estructuras volcânicas y de los depôsitos volcânicos y volcanoclâsticos ha perm itido descifrar o reconstruir los estados o etapas de form aciôn, crecim iento y destrucciôn (Thouret, 1999 y 2001). Los m ism os factores que determ inan los diferentes m écanism es de erupciones o estilo eruptivo, influyen sobre los tipos de geoform as volcânicas asociadas: com posiciôn quim ica del m agm a, asi com o su viscosidad, contenido de gases, tem peratura, gradiente de près ion y su resistencia a la ruptura - y i e l d s t r e n g t h - (B loom , 1978 en Short, 1986; Cas & W right, 1987). O tros factores im portantes en el desarrollo del paisaje volcânico son la tasa de ém ision o tasa de e fusion, la tasa de enfriam iento del m agm a, la pendiente del terrene, la duraciôn de la erupciôn, las caracteristicas (form a y dim ensiones) de la abertura volcânica, y la topografïa preexistente (valles y elevaciones). Asi que una com paraciôn de las caracteristicas m orfolôgicas con la inform aciôn geolôgica y vulcanolôgica, y los datos petrolôgicos, perm iten elaborar un esquem a m orfo-evolutivo bastante com pleto de un aparato volcânico determ inado (Agnesi et. al., 2001). La m etodologia seguida en esta fase de este estudio, que tiene com o objetivo describir las geoform as présentes en el CV N H y determ inar las relaciones volcano-m orfolôgicas entre ' Nevado = Glaciar de me seta o montera = I c e - c a p ( g l a c i e r ) 61 Capüulo 3______________________________________________________________________ ellas para establecer una posible secuencia de eventos o etapas en su desarrollo, es bastante sencilla. Para ello se realizô un anâlisis detallado de toda el ârea cubierta por este com plejo volcânico, a partir de aproxim adam ente 50 fotografias aéreas (Tabla 3) pertenecientes a cinco lineas de vuelo de direcciôn N-S (vuelo R1194, del IG A C), tom adas en 1995 por SA DEC S.A., con escalas entre 1:23.000 a 1:29.000 (Figura 23). A dem âs se llevô a cabo una revision bibliogrâfica y la interpretaciôn de los datos obtenidos en el anâlisis fotogeolôgico y en campo. Tabla 3. Relaciôn de vuelos y fotografias aéreas usadas en el anâlisis fotogeolôgico del Complejo Volcânico Nevado del Huila. Franja Sobre Foto# Sector Escale Cantldad g 8638 019 8 036 Lado oriental del CVNH 28.000 18 8 8639 039 a 051 Eje Norte-Sur del CVNH 23.000 14 8/9 8646 163 a 171 Lado oriental del CVNH 24.000 9 7N 8648 196 a 207 Lado occidental del CVNH 26.000 11 7/8 8651 228 a 238 Lado occidental del CVNH 26.000 11 Total 53 Para establecer las caracteristicas m orfolôgicas particulares se tuvieron en cuenta parâm etros com o la altitud sobre el nivel del mar, la pendiente, los rasgos superficiales o texturales en foto aérea, el tam ano o dim ensiones de las geoform as, el patrôn de drenaje, la form a y tam ano de los escarpes, el grado de erosiôn, el grado de incisiôn de las corrientes, el estado de superposiciôn de unas geoform as sobre otras y la cobertura vegetal. A dicionalm ente se buscô determ inar las geoform as volcânicas m ayores y m enores, particulares, que tipifican a las lavas de cada unos de los cuatro sectores principales en que fue dividido el CVNH para este anâlisis. Finalm ente todos estos aspectos sirvieron com o criterio fundam ental para définir las posibles etapas de la historia eruptiva del CVNH. En general, un m ism o flujo de lava^ individual puede presentar variaciones verticales y horizontales entre diferentes tipos de estructuras o geoform as m enores, particulares, en funciôn de cam bios en la viscosidad, tem peratura, contenido de volâtiles de las lavas y pendiente de terreno. A pesar de que en el CV NH se detectaron puntualm ente dichas variaciones, sôlo se tuvieron en cuenta las geoform as m âs destacadas o frecuentes de cada sector, puesto que una caracterizaciôn detallada del origen de dichas variaciones séria objetivo para un estudio m âs detallado y especializado, que estâ fuera del objetivo de este trabajo. El proceso de fotointerpretaciôn del CV N H se ha realizado en dos fase s: una prelim inar en 1995 y otra detallada en el 2002. La principal dificultad que tuvo que enfrentarse en la prim era fase fue la falta de una cartografia topogrâfica com pléta, adecuada para realizar el ̂ Flujo de lava = colada de lava 62 Geomorfologia Figura 23. Una de las fotos aéreas, de la franja central (F8), del Complejo Volcânico Nevado del Huila, cor- respondiente al extremo norte del edificio principal, el valle de la quebrada Verdun y cuchilla Verdun (Escala aproximada 1:23.000). prim er borrador del m apa fotogeolôgico. Por ello, uno de los retos superados en la fase del 2002, fue preparar una base topogrâfica com pléta, utilizando todas las hojas topogrâficas de escala 1:25.000 disponibles, de las seis bases topogrâficas del IGAC (3 2 1 -II-D , 3 2 1 -IV -B , 3 2 1 -IV -D , 3 2 2 -I-C , 3 2 2 -III-A y 3 2 2 -III-C ) que cubren el CV NH y de diferentes anos (1975, 1976, 1994 y 1996). El m apa se com pletô con la restituciôn, realizada por Pulgarin (1996), de la cim a del CV N H , donde se encuentra el glaciar, utilizando el program a EISA. En cuanto a los datos de cam po utilizados, se tuvo en cuenta la inform aciôn obtenida en las cam panas de cam po, en el ârea del com plejo volcânico, realizadas en diferentes anos: 1995 (2), 1996 (2) y 2 0 0 2 (1 ). Capitulo 3______________________________________________________________________ En el 2003 se efectuô la cartografia de las m orrenas que tapizan la estructura del CV N H , con el fin de establecer los diferentes estadios glaciares que ban ocurrido en este com plejo, para lo cual se hizo el inventario y la determ inaciôn de las altitudes hasta las cuales descendieron las m orrenas, inform aciôn que fue obtenida en las fotos aéreas y en las cam panas de cam po de anos anteriores. Inicialm ente se obtuvieron 123 datos de las cotas en los frentes de m orrenas latérales, con un rango de separaciôn de 50 m, a partir de la cota m âs baja (2.650 m snm ), hasta la m âs alta (4.550 m snm ), determ inando el num éro de frentes de m orrenas en cada rango e interpretando la ausencia o escasez de datos en algunos rangos com o posibles condiciones de retroceso relativam ente râpidas. Posteriorm ente se efectuô la correlaciôn altim étrica de las cotas de los frentes m orrénicos de los posibles estadios glaciares definidos en el CV NH , con las cotas de las m orrenas de estadios hallados en otras zonas glaciadas de Colom bia (particularm ente del Parque N acional N atural de los N evados), segùn los trabajo s realizados por otros investigadores (Tabla 4). Con ello fue posible datar los ochos estadios g laciares hallados en el CV NH (Pulgarin & Correa, 2003). 3.1 ASPEC TO S M O R FO LÔ G IC O S G EN E R A LES DEL CVNH La estructura principal del CVNH, tiene form a elipsoidal, alargada en direcciôn N -S, con una longitud de 16 km en el eje m ayor y de 12 km en el menor. Se reconocen claras evidencias de que su m orfologia ha sido el resultado de la acciôn conjunta de diversos procesos volcânicos, glaciares y de erosiôn superficial. En su cim a hay cuatro picos, cubiertos por un extenso glaciar y alineados N-S (Figura 24). Los picos principales son: Pico N orte (5.304 m snm ), Pico Central, el m âs alto de los cuatro (5.364 m snm ) y Pico Sur (5.052 m snm ). Entre los picos Norte y Central estâ el cuarto pico, secundario, llam ado Pico La Cresta (5.284m snm ). Las cotas m enores hasta donde descendieron los flujos de lavas son aproxim adam ente : 2.000 msnm en el extrem o sur, en el sitio llam ado el Plan^ del Buco, 2.600 m snm al oriente y occidente, y 3.200 m snm al norte. La altura prom edio del com plejo volcânico sobre el basam ento varia por lo tanto entre 2.300 m a 2.600 m (Anexo 1 ). Las distancias alcanzadas por los productos em itidos por el CV NH es variable. A sum iendo para estos productos un centro unico de em isiôn en la cim a del CV N H , las d istancias m âxim as corresponden a los flujos de lavas que se encuentran en la parte baja del edificio, que son orden de 4 km en el norte, hasta 12 km en el sur, con un prom edio general de 9 a 10 km. Los flujos de lavas m âs cortos, de 1 a 2,5 km, se encuentran en la zona alta del sector norte del edificio principal. El glaciar de la cim a del CV NH tiene un ârea aproxim ada, en planta, de 13 km^ (Pulgarin ̂ Plan = nombre local dado a una geotbrma con superficie horizontal y aplanada, clcvada o no. { p l a i n ) . 64 Geomorfologia o w î l : ! C -o o K! I l E i U g % 8 Sf 7 3 'O C U. I I i l ë g M I il 2 . a I I I I t/3 cd ëh _ c o S u U : 2 s c 2 o (d C3 u û û CLE O "Cd£ O , (U u " ô 7 3 o "ii2 cd l o FE O2H i r M i $ i ¥ ' 1-: r 1̂ o: r 8 ̂ I f ç: CL 0 < îi i i.i II s 1 1 CL 1 * F ig u ra 42. Paisaje en la parte a lta del sec to r norte del C om plejo V olcânico N evado del H uila, con g randes escarpes. A l fondo se ve el P ico N orte. El sector norte se caracteriza por la presencia de niveles de lavas con estructura m asiva y brechas basales asociadas. A dem âs es m âs notoria la presencia de los “cordones de roca” que podnan corresponder a l e v é e s . Estos “cordones de roca” son delgados m onticulos, alargados, aislados, que alcanzan longitudes hasta de 600 a 700 m y alturas de 40 m, tienen cim as redondeadas y son com o m ural las que separan antiguos valles glaciares, principalm ente en el sector noroccidental. En foto aérea es m uy com ùn reconocer las superficies rugosas y onduladas tipicas de las estructuras del tipo crestas onduladas de las lavas en bloques. Frecuentem ente estas lavas estân asociadas a “cordones de roca” , las cuales se observan principalm ente en el sector noroccidental, donde algunos de estos flujos de lavas ocupan valles glaciares previos. Geomorfologîa labrados sobre lavas m âs antiguas. Al igual que en el sector central, en el sector norte del CVNH, se identifican en foto aérea, superficies muy irregulares cubiertas por abundantes bloques, que podnan corresponder a flujos de lavas en bloques, viscosas, que descendieron probablemente sobre pendientes inclinadas. Las lavas con diaclasamiento semi-columnar o radial son otros dos tipos de estructuras menores, présentes en el sector norte, principalmente en la vertiente inferior, cerca de la quebrada Verdun. 3.3.4 GEOM ORFOLOGIA VOLCÀNICA EN EL SECTOR DE LA LAGUNA En la parte alta de la cuenca del rio Pâez, se encuentra la Laguna de Pâez, al norte del CV NH . Estâ en el extrem o occidental de un valle glaciar que no form a parte del cuerpo volcânico principal del CV NH . Se hace alusiôn a este sector por constitu ir un im portante referente geogrâfico en la zona, y en vista de que este valle sirve de lim ite para las unidades volcânicas, pertenecientes al CV N H , m âs septentrionales. El valle en el cual estâ ubicada la Laguna de Pâez (F igura 43), tiene la tipica form a en U de los valles glaciares, con vertiente escalonada en la ladera sur que estâ conform ada en gran m edida por flujos de lavas y una vertiente côncava a casi vertical con valles colgados, en la ladera norte. En el extrem o occidental o desem bocadura de la Laguna de Pâez bay varias m orrenas latérales, de tam ano diferente, enm arcando la Laguna, que se unen a una m orrena frontal, de gran tam ano, que es la causante del cierre del valle para form ar tal reservorio de agua a m edida que retrocedieron los glaciares y en el cual se recogen las aguas de los nacim ientos que form an el rio Pâez. Figura 43. A l norte del C om plejo V olcânico N evado del H uila estâ la L aguna de Pâez que si b ien se encuen tra po r fuera del ârea del C V N H , co n stitu y e un im portan te referen te geogrâfico : a) L aguna del P âez v is ta desde el aire, b) valle de la L aguna del Pâez, v is to desde el ex trem o o rien tal. Entre el valle de la Laguna de Pâez y la cuchilla de Verdun, que con fonna la pared norte del canon de la quebrada Verdùn (Figura 44), que délim ita al C V N H , hay unos paquetes de flujos de lavas que en 2002 fueron denom inados inform alm ente Lavas del Sector de La 89 Capîtulo 3______________________________________________________________________ Laguna Pâez. Se ha decidido m odificar esta denom inaciôn a Lavas del Sector de La Laguna, teniendo en cuenta que esta unidad, realm ente, corresponde a las laderas que descienden desde la cuchilla de Verdùn, donde hay num erosas lagunas de origen glaciar. Com o se acaba de indicar, este conjunto de flujos de lavas estâ separado de la estructura principal del CV NH por el canon profundo de la quebrada Verdùn. La diterencia de altura entre la divisoria de aguas, en la cuchilla, y el fondo del valle, varia entre 240 m, al oriente y 450 m al occidente. El fondo del valle de la quebrada Verdùn, en su parte central, es relativam ente am plio, con 600 m de ancho m âxim o, y bastante piano, con un aspecto que hace pensar que puede tratarse de un relleno lacustre. Hasta 1995, se habia considerado que en el sector de La Laguna no afloraban rocas volcânicas pertenecientes al volcân N evado del Huila. A partir del trabajo de C orrea & Cepeda (1995b) se reconociô la presencia de flujos de lavas con base en evidencias geom orfolôgicas, en foto aérea, y la m uestra de un fragm ente rodado de roca volcânica de aspecto muy sim ilar a las otras lavas del CVNH. Solo en el 2002 fue posible obtener m uestras in-situ, cuando se llevaron a cabo los prim eros trabajos de cam po que perm itieron conflrm ar la presencia de lavas pertenecientes al CV NH en el sector de La Laguna. Figura 44. Valle de la queb rada V erdun, v isto desde el occiden te , cerca de la d esem bocadu ra al rio Pâez. Su perfil transversa l, ind ica un posib le o rigen glaciar. 90 Geomorfologîa La pared norte del canon de la quebrada Verdùn, donde se reconocen diferentes niveles de lavas, es casi vertical a ligeram ente escalonada, tiene pendiente fuerte y su longitud en sentido E-W es aproxim adam ente de 3 km. La cuchilla de Verdùn que corona esta pared présenta puntas agudas y sobresalientes. En el sitio donde esta cresta se une a la parte norte del cuerpo principal del CV N H , se arquea hacia el sur, alineândose con el eje longitudinal del CV N H . En foto aérea, (Figura 45), las lavas del sector de La Laguna m uestran las geoform as levem ente alargadas, festoneadas, en form a de lenguas, bien delineadas, tipicas de los flujos de lavas, que se superponen, definiendo un relieve escalonado. Igualm ente se reconocen superficies m acro- onduladas o corrugadas. Los flujos de lavas de este sector tienen longitudes relativam ente pequenas que llegan hasta los 300 m, en los flujos m âs jôvenes y m ejor conservados que se Figura 45. L as lavas del sec to r La L aguna, al no rte del edificio p rincipal del C om ple jo V olcânico N evado del H uila, separadas de este p o r el p ro fundo valle de la q ueb rada Verdun. 91 Capîtulo 3______________________________________________________________________ encuentran en la parte superior de la cuchilla de Verdùn. Los flujos de lavas m âs antiguos en la parte basai del sector de La Laguna, probablem ente alcanzaron hasta 2,5 km de longitud. En afloram ientos, se reconocen, generalm ente, lavas con estructura m asiva y localm ente lavas sem i-colum nares y niveles brechosos. Para las lavas del sector de La Laguna tam bién se puede establecer una diferenciaciôn vertical en funciôn de los rasgos m orfolôgicos y del grado de erosion glaciar, de la m ism a m anera que se ha hecho para los anteriores sectores, definidos en el cuerpo principal del CVNH. Los flujos de lavas que conform an la vertiente superior, entre 4.450 y 4.130 m snm , estân m ejor conservados, y a que la erosiôn glaciar ha sido menor. Las lavas en las vertiente s m edia e inferior, entre 4.310 y 4.064 m snm , m uestran un desgaste glaciar m oderado a muy pronunciado, respectivam ente, con un relieve m âs suavem ente ondulado y num erosas lagunas glaciares de diferentes dim ensiones. 3 .4 A P R O X IM A C IÔ N A L A H IS T O R IA E R U P T IV A D E L C V N H C O N B A S E EN C R IT E R IO S G E O M O R F O L Ô G IC O S En el anâlisis m orfolôgico para establecer la evoluciôn de la estructura volcânica del CVNH la interpretaciôn fotogeolôgica fue la herram ienta principal. En cada uno de los cuatro sectores en que ha sido dividido el CV NH (Sur, Central, N orte y La Laguna) se han definido très secuencias principales, de paquetes de flujos de lavas, cada una de las cuales poseen unas caracteristicas m orfolôgicas distintivas, que coinciden, en parte, con los très segm entos o secciones en las que han sido divididas las laderas de este com plejo volcânico: vertientes superior, m edia e inferior. Estas divisiones y las diferencias m orfolôgicas, usadas como prim er criterio fundam ental, han perm itido establecer très posibles etapas en la historia eruptiva y de form aciôn del CVNH. La estructura del CV NH es el resultado de la sucesiôn en el tiem po de los productos em itidos durante très etapas o estadios eruptivos principales, dentro de su h istoria eruptiva, y que han construido dos edificios principales designados Edificio Pre-H uila y Edificio Huila. Los très estadios han sido denom inados: Estadio Pre-H uila, Estadio H uila A ntiguo y Estadio H uila Reciente. La presencia de varios rasgos sobresalientes y de im portantes cam bios en la pendiente, reconocidos en algunos perfiles topogrâficos (Figuras 46), perm iten définir la separaciôn entre las estructuras de los edificios de los Estadios Pre-H uila y H uila del CVNH. La parte m âs baja o inferior de las laderas de la estructura principal del CV N H , en general, corresponde a los rém anentes del edificio volcânico m âs antiguo, es decir el construido 92 Geomorfologîa durante el Estadio Pre-H uila y que pudo haber alcanzado com o m inim o una altitud de 4.000 a 4.200 m snm , aproxim adam ente, segùn lo indican las cotas m âxim as de los afloram ientos actuates. Este valor, estim ado, coincide con el valor prom edio de 4.200 m snm com o altura m axim a posible, para este edificio, calculada en perfiles topogrâficos teniendo en cuenta la pendiente m edia y la cota m âs alta de afloram iento. A ctualm ente los restos de este edificio presentan una m orfologia m âs “evolucionada” o m odificada, principalm ente en los sectores sur, suroccidental y suroriental, segùn lo indica el m ayor grado de disecciôn y el relieve m âs escarpado, en el cual la erosiôn superficial, la acciôn glaciar, la alteraciôn hidroterm al, la m eteorizaciôn, la acciôn tectônica de las fallas y los procesos de rem ociôn en m asa han borrado diferencialm ente las geoform as volcânicas originales. En térm inos generates, la vertiente m edia de las laderas del CV N H , corresponde a los rém anentes de la estructura que se form ô durante el Estadio H uila Antiguo. El relieve en esta zona estâ m enos disectado y es m enos escarpado que en la zona inferior correspondiente al Estadio Pre-H uila, y m uestra geoform as volcânicas originales relativam ente bien conservadas, principalm ente en los sectores norte y central. Igualm ente, segùn lo indican las cotas m âxim as de afloram iento, el edificio del CV NH form ado durante el Estadio H uila A ntiguo pudo haber tenido una altura m inim a de 4.600 a 4.700 m snm , sin sobrepasar muy probablem ente los 4.900 m snm . La parte m âs alta o superior del CV N H , hasta su altitud m âxim a, actual, de 5.364 m snm , donde las geoform as volcânicas originales estân m ejor conservadas y pueden ser reconocidas fâcilm ente, corresponde, en buena parte, al denom inado Estadio H uila Reciente, el cual adem âs de estar conform ado principalm ente por flujos de lavas, tam bién incluye, localm ente, un grupo de dom os m âs recientes, extruidos en la parte alta del Pico Sur, y algunos flujos piroclâsticos que pudieron ser generados por colapso o explosiôn de dom os, en la regiôn oriental del Pico Central. En contraste, las lavas del Pico N orte desarrollaron, m ayoritariam ente, estructuras del tipo crestas onduladas, tipicas de lavas en bloques, faciles de reconocer en fotos aéreas. Segùn Pulgarin (2000) el depôsito de la enorm e Avalancha de Escom bros del Pâez, que se generô por el colapso gravitacional de una porciôn del flanco sur del CV N H , hace 46.000 a 200.000 anos, afectô a las estructuras de los edificios Pre-H uila y H uila Antiguo. Esta avalancha adem âs represô el rio Pâez y al rom perse la presa se produjo un gran flujo de escom bros que dejo terrazas hasta de 150 m de altura, a lo largo del rio Pâez. La separaciôn entre el Estadio H uila A ntiguo y el Estadio H uila Reciente, se ha realizado con base en las obvias diferencias m orfolôgicas, y en la existencia de una extensa franja 93 Capîtulo 3 ENEW S W 5000 4200 Qda. La Azufrada 3800 Rio Slm bdaRio Pôez 3000 2600 I ' a.1) Corte transversal (!-!') a través de! Pico Norte de! CVNH, en direcciôn W-E. 5000 - 4200 - Qda. Rautas Rio S lm bda3400 Rio Pâez 3000 - E SC AL ^^V * F F' a.2) Corte transversal (F-F') a través del Pico Central del CVNH, en direcciôn W-E. i i 5200 WSW ESE 4800 Qda. BeHavista 3600 Rio Pâez Rio SImbola 3200 2800 2400 G G' G" a,3) Corte transversal (G-G’-G") a través del Pico Sur del CVNH, en direcciôn W-E. Figura 46. Perfiles topogrâficos tran sversa les (a) y longitud inal (b) en los que adem âs estâ rep resen tada , epi- dérm icam en te , la geo log ia del C om plejo V olcânico N evado del H uila y la co rrespond ien te al basam en to en las zonas aledafias. Posiciôn en la F igura 26. 94 Geomorfologîa Pkx) Norte (1304 manm) NW SE Cuchilla Verdùn (4360 im m ) Qda. Verdùn Lagune de Pâez J J ’ a.4) Corte (J-J') a través del P iœ Norte y la Cuctiilla Verdun, en el CVNH, en direcciôn NW-SE. P k» Norte (6304 immn) NW SE Qda. Verdùn Laguna Rio P éez K K* a .5) Corte (K-K') a través del Pico Norte y la Cuctiilla Verdun, en el CVNH, en direcciôn NW-SE. P k » Central (5364 rmnm) P k » La Cresta (5220 msnm) (53041NW SE CuchHIa Verdùn (4350 msnm) Qda. Verdùn Rio L L' a .6) Corte (L-L') a través de los picos Central, la Cresta y Norte, y la Cuctiilla Verdun, en el CVNH, en direcciôn NNE-SSW. Continuaciôn - Figura 46a. Perfiles topogrâficos tran sversa les W -E, N W -S E y N E -S W (a). 95 Capîtulo 5 sswNNE P k » P k » Sur El B u œ Rio P â e z b) C orte longitudinal (Ho a H s) a lo largo del e je principal del CVNH, e n direcciôn N-S Sector La Laguna Sector Norte Sector Central S ector Sur D e p ô s i to s d e o r ig e n s e d im e n ta r io t io lo c é n ic o s L a v a s d e la u n id a d S u p e r io r L a v a s d e la u n id a d In te r m e d ia D o m o s d e l P ic o S u r L a v a s d e l E s ta d io H u ila R e c i e n te , e n e l P i c o N o rle P ic o C e n t r a l y P i c o S u r D e p ô s i to d e a v a l a n c h a d e e s c o m b r o s d e l r io P à e z L a v a s d e la u n id a d In fe rio r L a v a s d e l E s ta d io H u ila A n tig u o , e n s e c t o r e s N o rte , C e n t r a l y S u r L a v a s d e l E s ta d io P r e -H u ila A n tig u o , e n s e c t o r e s N o rte , C e n t r a l y S u r B a to li to d e la P l a ta C o m p le jo C a ja m a r c a N e is d e Q u in te ro Continuaciôn - Figura 46b. Perfil topog râfico long itud inal N -S (b). de depôsitos glaciares y fluvioglaciares y geoform as glaciares, que aparece de form a casi continua a lo largo de todo el CV N H , por debajo de los 4.000 ± 200 m snm , aproxim adam ente. Esta extensa franja probablem ente se form ô durante la U ltim a G laciaciôn, que finalizô hace 10.000 a 11.000 anos, cerca del lim ite entre el P leistoceno y el H oloceno, cuando las lavas superiores del Estadio H uila A ntiguo sufrieron una intensa erosiôn glaciar, form àndose grandes valles g laciares que quedaron cubiertos por extensos y potentes depôsitos m orrénicos, posteriorm ente esos valles g laciares fueron invadidos por los nuevos flujos de lavas del Estadio H uila R eciente, durante el H oloceno. Por otro lado, rasgos com o el m ayor grado de alteraciôn hidroterm al e intensa erosiôn glaciar ocurrida en época reciente, sugieren que las rocas del Estadio H uila Reciente en el Pico Sur son relativam ente m âs antiguas que las rocas équivalentes de los Picos N orte y C entral. Para explicar la presencia de las lavas que confom ian el sector de La Laguna (F igura 47), separadas del resto del CV N H por un profundo valle en form a de m edia luna, se plantea com o posible causa la form aciôn de una estructura de colapso, aprovechando probablem ente una zona de debilidad previa, ya que el C V N H se encuentra en una regiôn de intersecciôn de 96 Geomorfologîa varios sistem as de fallas y que hay evidencias de fallam iento en la parte alta del valle de la quebrada Verdùn. No se descarta la posibilidad de que la cuchilla de Verdùn corresponda a restos de un borde caldérico. En tal caso, es factible que esa estructura caldérica se hubiera originado de form a sim ilar a algunas estructuras caldéricas del tipo trapdoor o del tipo piston collapse, en un régim en predom inantem ente efusivo, debido a una subsidencia o colapso sim ple, sin que necesariam ente ocurra un evento explosivo de grandes dim ensiones (Cole et al., 2005). De haberse form ado dicha caldera, esta pudo haber tenido un diâm etro no m ayor de 4 a 5 km. Al no d isponer de suficientes pruebas que apoyen la hipôtesis de la form aciôn de esta caldera, se considéra tam bién la idea de un antiguo colapso gravitacional de ladera, en la regiôn norte, que pudo haber ocurrido hacia el final del Estadio Pre-Eluila o com ienzo del Estadio H uila A ntiguo, sim ilar al colapso gravitacional que afectô al flanco sur del CV N H , hace 46.000 a 200.000 anos. Posteriorm ente a este colapso, la intensa erosiôn g laciar contribuyô a la form aciôn y ensancham iento del profundo y curvo valle por el cual discurre la quebrada Verdùn, segùn lo dem uestra la presencia de depôsitos glaciares. F ig u ra 47. S itio donde la C u ch illa V erdun (derecha) y edificio p rinc ipal del C om ple jo V olcânico N evado del H uila se “unen” , v is to desde el o rien te . Short (1986), ha propuesto un m odelo general de cinco etapas, para la evoluciôn erosiva de los volcanes, a partir del estudio geom orfolôgico: desde la E tapa 1 que corresponde a conos jôvenes sin evidencias de acciôn glaciar ni erosiôn en general y con rasgos volcânicos claram ente reconocibles y bien conservados; pasando por très etapas interm edias, hasta la ùltim a Etapa 5, en la cual las evidencias volcânicas apenas son reconocibles, el relieve ha sido 97 Capîtulo 3______________________________________________________________________ muy degradado y suavizado, quedando com o principal senal del origen volcânico: la sim etria radial. A plicando este m odelo de Short (1986) al caso del CVNH, puede afirmarse que la estructura del Estadio Pre-H uila présenta rasgos sim ilares a los de una Etapa 5 de evoluciôn m orfolôgica de un edificio volcânico, m ientras el relieve correspondiente a los Estadios Huila A ntiguo y H uila Reciente podria eorresponder a las etapas 4, 3 y 2 del m odelo. Igualm ente algunas de las conelusiones estableeidas por Silva & Francis (1990) en sus investigaciones sobre los volcanes de los Andes Centrales pueden ser extrapoladas a la zona del CV N H . En los A ndes C entrales hay dos tipos de volcanes, extrem es, fâcilm ente reconocibles: por un lado aquellos que han sido fuertem ente afeetados por la aeeiôn glaciar y no han experim entado ninguna actividad volcânica posterior a la U ltim a Glaeiaciôn, y por otro lado, estân los volcanes que no m uestran evidencias de haber sufrido glaciaciones y euyas superficies parecen haber sido form adas totalm ente en périodes postglaciales. Los volcanes que presentan m ayor dificultad para ser interpretados son aquellos con rasgos glaciares tipicos (valles, m orrenas, etc) y que al m ism o tiem po exhiben rasgos volcânicos juveniles, lo que estaria indicando una com pleja historia. Esta situaeiôn interm edia es la que se da en el caso del CVNH. Silva & Francis (1990) han concluido, adem âs, que las m orrenas constituyen un m arcador del tiem po m uy consistente, asi m orrenas y valles glaciares a altitudes tan bajas com o 4.300 m snm , se form aron durante el ultim o gran retroceso glaciar hace 11.000 a 10.000 anos B.P., m ientras que las m orrenas form adas durante la Pequena Edad de H ielo se extendieron sôlo ligeram ente m âs abajo de los lim ites de la actual capa de hielo. En Colom bia se ha establecido que los nevados actuales, com o el N evado del H uila, son relietos de la Ü ltim a G laciaciôn, W ürm para los europeos o W isconsin para los norteam ericanos (F lôrez & O choa, 1990 y Flôrez, 1993 en Pulgarin & Correa, 2003), la eual com enzô haee 115.000 anos, aproxim adam ente, con un m âxim o de extensiôn del hielo (P leniglacial) haee 45.000 a 25.000 anos (Van D er H am m en, 1981 en Pulgarin & Correa, 2003). En los ù ltim os 11.500 anos las eondiciones elim âtieas, en general, han perm anecido constantes, con pequenas variaciones que han causado el crecim iento o dism inueiôn de los nevados (Flôrez, 1993 en Pulgarin & C orrea, 2003). Uno de estos cam bios ocurriô en la Pequena Edad de H ielo, Pequena Edad G laciar o N eoglacial, entre los anos 1600 y 1850 d.C. (H erd, 1982 y Flôrez, 1993, en Pulgarin & Correa, 2003). Con base en las correlaciones (Tabla 5) entre los oeho posibles estadios glaeiares definidos en el CV N H , denom inados com o H uila 1 (el m âs antiguo) hasta H uila 8 (el m âs reciente), y los establecidos en otras zonas glaciadas de Colom bia, principalm ente en el Parque N acional Natural de Los N evados (PN N N ), se ha podido determ inar que esos oeho estadios glaciares 98 Geomorfologîa del CV NH se han ido sucediendo en el tiem po desde el Pleniglacial, hace 45.000 a 25.000 anos (Van der H am m en, 1981 en Pulgarin & Correa, 2003) o incluso desde la Penùltim a G laeiaciôn, el U ltim o Interglaciar o la Ü ltim a G laciaciôn, hace m âs de 100.000 anos A.P., hasta époea reeiente, pasando por la Pequena Edad de H ielo (1.850 d.C .) registrada entre los 4.000 y 4.250 m snm para esta zona de la C ordillera Central eolom biana (H erd, 1982 y Flôrez, 1993 en Pulgarin & Correa, 2003). Es decir que después del P leniglacial han ocurrido por lo m enos seis estadios glaciares en el ârea del CVNH: estadios H uila 3 a H uila 8 (Pulgarin & Correa, 2003). Tabla 5. Posib les estad ios g lac ia les ocurridos en el C om plejo V olcânico N evado del H u ila co rre lac ionados con estad io s g laciales defin idos p o r o tros au to res en el P arque de Los N evados (P N N N ). T om ada y m od ificada de Pu lgarin & C orrea, 2003. E stadios - Huila (msnm) E stad ios-P N N N (msnm) Edad seg û n correlaclôn (aftos A P.) Huila 8 (4 .300-4 .550 ) Ruiz Tardio (4 .300 -4600) < 1.800 D. C. Huila 7 (4 .000-4 .250) Ruiz Tem prano-Sta. Isabel Tardio (4 .150) 1.600- 1.800 D.C. Huila 6 Otùn Tardio 10.000-11.000 (3 .700-3 .950) (3 .800-4 .000) Huila 5 Murillo Tardio 14.000-20.000 (3 .500-3 .650) (3 .500-3 .600) Huila 4 (3 .200-3 .450) Murillo Tem prano (3 .400-3 .500) 25.000 - 28.000 Huila 3 Rio Recio Tardio 34.000 a 40.000 (3 .050-3 .100) (3 .300) Huila 2 (2 .850-3 .000) Rio Recio Tem prano (2 .900) > 48.000 Huila 1 ? > 100.000? (2 .650-2 .800) En eonsonancia con lo anterior puede afirm arse que la zona de m orfologia g laeiar heredada con influencia volcânica (3.800 ± 100 - 3.000 ± 200 m snm ) que estuvo ocupada por glaciares durante la Ü ltim a G laciaciôn, concretam ente desde hace 35.000 a 10.000 A.P, definida eom o una de las unidades geom orfolôgicas del territorio eolom biano por el ID EA M (1996), coincide en parte eon la extensa franja de depôsitos y geoform as glaciares que sépara al Estadio H uila A ntiguo del Estadio H uila R eeiente, entre 3.000 ± 100 a 3.900 ± 200 m snm , aproxim adam ente, que dejô de form arse hace 10.000 a 11.000 anos y que eorresponde a los estadios glaciares H uila 2 a H uila 6 del CVNH. C uando se com paran las altitudes y edades de los oeho estadios glaciares del C V N H (Tabla 6) eon los rangos de altitudes que eorresponden a eada uno de los très estadios de la historia eruptiva de este eom plejo volcânico, queda elaro que los estadios glaciares H uila 7 y H uila 8 que se produjeron durante el N eoglacial o Pequena Edad de H ielo (1.600 a 1.800 D.C .) han afectando easi exclusivam ente lavas del Estadio H uila Reciente. 99 Capîtulo 3______________________________________________________________________ Tabla 6. R elaciôn entre los estad ios vo lcân icos de la h is to ria erup tiva del C om plejo V olcânico N evado del H uila y posib les estad ios g laciales del N evado del H uila. Estadios de Historia eruptiva del CVNH (msnm) HUILA RECIENTE (> 4.300 ± 100 msnm) HUILA ANTIGUO (4.300 ± 100 msnm a 3.600 ± 200 msnm) PRE-HUILA (3.600 ± 200 msnm a 2.600 ± 100 msnm) Estadios glaciares del Nevado del Huila (msnm) Edad del estadio glaciar segùn correlaciôn con estadios glaciares del PNNN (abcs A. P.) Huila 8 (4.300-4.550 ) < 1 .800 D. C. Huila 7 (4.000-4.250) 1 6 0 0 -1 .8 0 0 D. C. Huila 6 (3.700-3.950) 10 .0 0 0 -1 1 .0 0 0 Huila 5 (3.500-3.650) 1 4 .0 0 0 -2 0 .0 0 0 Huila 4 (3.200-3.450) 2 5 .0 0 0 -2 8 .0 0 0 Huila 3 (3.050-3 100) 3 4 .0 0 0 a 4 0 .0 0 0 Huila 2 (2.850-3.000) > 4 8 .0 0 0 Huila 1 (2.650-2.800) > 1 0 0 .0 0 0 ? Los estadios glaciares H uila 2 a H uila 6, quedan enm arcados dentro del intervalo de tiem po durante el cual probablem ente se form ô la franja glaciar que sirve de gufa para separar a los Estadios Volcânieos H uila A ntiguo y H uila Reciente. El estadio g laciar H uila 6, que corresponde a una edad entre 10.000 a 11.000 anos, no aparece afectando rocas del Estadio H uila Reciente, po r lo que se concluye que la parte del Edificio H uila constru ida durante este estadio volcânico debiô haberse form ado haee m enos de 10.000 a 11.000 anos, es decir durante el H oloceno. Segùn esto, y teniendo en euenta que m orrenas y geoform as asoeiadas al estadio glaeiar H uila 6 se han desarrollado, probablem ente, sobre rocas de la parte superior de las lavas de Estadio H uila A ntiguo, las lavas de este estadio volcânico han de tener por lo m enos una edad superior a los 10.000 a 11.000 anos. Adem âs, es elaro que la edad del estadio glaeiar H uila 1 perm ite datar a las rocas del edifieo Pre-H uila en una edad m ayor de 100.000 anos. Por otro lado la posiciôn de las m orrenas de los estadios glaciares H uila 4 a H uila 6 perm ite concluir que el contaeto, o superficie de separaeiôn, entre las roeas de los Estadios H uila A ntiguo y Pre-H uila posiblem ente tiene una edad de m âs de 28.000 anos. En todo caso, sabiendo que las m orrenas indican la altitud m inim a, posible, hasta donde descendieron las lenguas glaciares que las form aron, ha de eonsiderarse que las rocas, sobre las que avanzaron estos glaciares y que conform an tanto al Edificio Pre-H uila com o al Edificio H uila A ntiguo 100 Geomorfologîa tienen edades probablem ente de m âs de 100.000 anos, com o m inim o. F ig u ra 48. V arias ev idenc ias ind ican que el C o m ple jo V olcânico N evado del H uila sigue activo : ac tiv idad sism ica , fum aro las y fuen tes te rm ales; a ) fum aro la del P ico C en tra l, b ) aguas te rm ales en la parte m ed ia de la ladera occiden ta l. Otro aspecto que debe ser m encionado, por lo m enos brevem ente, es la im portancia que tiene el anâlisis m orfolôgico para determ inar si un volcân es activo o inactivo, o clasificar un volcân segùn el grado de actividad registrada. C uando no hay erupciones en curso, ni *1 '< É lr F ig u ra 49. El C o m p le jo V olcânico N ev ad o del H u ila estâ m âs ac tivo que nunca . El d ia 18 de feb rero de 2007 , en tré en un p roceso erup tivo , con un com p o rtam ien to s ism ico que no hab ia sido reg is trado antes. Se g enerô una co lum na de cen izas y gases de 1.000 m ap rox im adam en te , en la c im a del P ico C en tra l, y un pequeno flu jo de lodo, a causa de d esh ie lo parcial del g laciar. A l d ia sigu ien te la co lum na e rup tiva d io paso a v arias co lum nas de v apo r a lo largo de u na enorm e fisura. 101 Capîtulo 3______________________________________________________________________ registres histôricos docum entados de actividad eruptiva, un criterio adeeuado para considerar a un volcân com o potencialm ente activo es que m uestre evidencias de haber hecho erupeiôn en los ùltim os 10.000 anos (Silva et. al., 1981 en Silva & Francis, 1990), y para ello en caso de que no se disponga de estratigrafïas controladas radiom étrieam ente, se han de usar criterios m orfolôgicos, com o por ejem plo la presencia de geoform as que dem uestren actividad eruptiva posterior a la Ü ltim a G laciaciôn; en el caso de los A ndes Centrales, por encim a de los 4.300 m snm y para el caso del CV NH , en particular, por encim a de 3.750 a 3.950 (4.000) m snm . En el CVNH adem âs de esta evideneia geom orfolôgica que indica que ha experim entado actividad volcânica en los ùltim os 10.000 anos, se han tenido en cuenta otros criterios que perm iten clasificarlo com o activo: presencia de fuentes term ales y fum arolas (Figura 48) y un registro de actividad sism ica perm anente durante los ùltim os 15 anos. El proeeso eruptivo que se inieiô el dia 18 de febrero de 2007, y que se prolongô durante un m es aproxim adam ente, se constituye en la evideneia m âs reciente y clara de que el CV NH estâ activo (Figura 49). Estas son eondiciones muy sim ilares a las que se dan en el Volcân Puracé, de la Cadena volcânica de los Coconucos ubicada aproxim adam ente a 80 km al suroccidente del CVNH. 102 Volcanoestratigrafîa 4.- VOLCANOESTRATIGRAFIA VOLCANOESTRATIGRAFIA: SUCESION DE UNA HISTORIA ERU FIW A- El conocim iento de la estratigrafîa local es fundam ental dentro de las labores del levantam iento eartogrâfieo detallado de un sector volcânico determ inado. En taies estudios estratigrâfieos se han de tener en cuenta las relaciones espacio-tem porales, es decir horizontales y verticales, de los diferentes productos em itidos por un centro volcânico dado, lo cual a su vez perm itirâ establecer su h istoria eruptiva. Los levantam ientos estratigrâfieos en zonas volcânicas presentan difieultades adieionales a las que podrian encontrarse, norm alm ente, en secuencias sedim entarias; si bien se aplican los m ism os principios estratigrâfieos bâsieos, y la m etodologia fundam ental es la m ism a. Al tratarse de procesos que tienen una periodicidad interm itente y lim itada en el tiem po, determ inar la sucesiôn estratigrâfica para depôsitos volcânicos suele ser dificil. Igualm ente la correlaciôn estratigrâfica lateral entre capas de depôsitos volcânicos présenta im portantes problem as debido a que su distribuciôn y continuidad espacial son, en general, m âs lim itadas que en otros tipos de depôsitos. Estas difieultades son particularm ente patentes en el estudio de m ateriales lâvieos, de com posiciôn andesitica a riolitica. La inform aeiôn requerida se obtiene directam ente en la zona de cam po. Esta inform aeiôn incluye datos com o tipos de litologias, espesores de los depôsitos, tipos de contactes, tipos de estructuras y texturas volcânicas, contenido m ineralôgico, color, grado de m eteorizaciôn, grado de fracturam iento, etc. Estos datos son com plem entados con descripciones m âs detalladas de m uestras de m ano. Posteriorm ente toda esta inform aeiôn se com bina con los resultados obtenidos en el anâlisis petrogrâfico, anâlisis de im âgenes de sensores rem otos, anâlisis geoquim ieos y en lo posible eon dataciones radiom étricas. Con todo ello finalm ente se podrân elaborar las colum nas litoestratigrâficas que earacterizan una determ inada zona voleâniea y establecer los diferentes episodios de su historia eruptiva. En una estructura volcânica com o el Com plejo Voleânieo N evado del H uila (CV N H ) no es fâcil delim itar unidades de flujo individuales ni establecer una estratigrafia, m âs o m enos detallada, basada en la definieiôn de dichos com ponentes o elem entos fu n d am e n ta ls . A partir de d iferencias m orfolôgicas se ha dividido la com pleja h istoria eruptiva del CV N H en très etapas principales. Posteriorm ente, se han caracterizado cada una de ellas eonsiderando criterios estratigrâfieos y anâlisis m acroscôpicos. A dem âs se ha tenido en cuenta la distribuciôn 103 Capîtulo 4______________________________________________________________________ con respecto a los posibles eentros eruptivos, que conform aron el eom plejo volcânico. La inform aeiôn de cam po fue obtenida durante cinco cam panas, cuatro en los anos 1995 y 1996, y la ù ltim a en el 2002. Estas cam panas de cam po fueron organizadas y financiadas por el IN G EO M IN A S de Colom bia y tuvieron una duraciôn m edia de 20 a 21 dias, cada una. Las expédieiones de 1995 y 1996 se concentraron principalm ente en la parte m edia y alta de las laderas de este com plejo volcânico, m ientras en la cam pana de 2002 se procurô obtener inform aeiôn y m uestras en zonas no visitadas antes, especialm ente en la parte baja de la ladera occidental del volcân y en el sector de La Laguna, al norte del edificio principal del CVNH. En total se recogieron unas 220 m uestras de roeas volcânicas pertenecientes a este eom plejo voleânieo. En el campo, para establecer la relaciôn de superposiciôn estratigrâfica entre las diferentes unidades de lavas del CV NH , adem âs de tener en cuenta la posiciôn vertical, se han considerado otros criterios de separaciôn como: variaciones estructurales y texturales, presencia de posibles superficies de m eteorizaciôn o superficies de contacte y, con m ayor dificultad, diferencias com posicionales. En el CVNH predom inan los depôsitos de flujos de lava y excepcionalm ente algunos depôsitos de flujos piroelâsticos encontrados, hasta el m om ento, sôlo en el sector alto del flanco oriental. Para définir la estratigrafia de estas rocas se ha considerado, com o criterio fundam ental, la altitud. cuando esta era una clara indicaciôn de la relaciôn de superposiciôn entre las capas de lavas, lo cual debfa ser évidente desde la fotointerpretaciôn y posteriorm ente validado por correlaciones hechas en cam po. Las très etapas eruptivas, definidas para este com plejo volcânico, se han determ inado claram ente en fotos aéreas, con base en évidentes diferencias m orfolôgicas, especificam ente el grado de eonservaciôn de las geoform as volcânieas originales y el grado de disecciôn. M ediante la m ayor cantidad posible de m uestras (A nexo 2) se ha intentado caracterizar cada una de los très estadios de su h istoria eruptiva (Pre-H uila, H uila Antiguo y H uila Reeiente), en cada uno de los cuatro sectores en que se ha dividido el edifieio volcânico principal (N orte, Centro, Sur y La Laguna). La correlaeiôn entre los num erosos flujos de lavas que form an este com plejo volcânico, y al m ism o tiem po la diferenciaciôn entre ellos, se dificulta debido a que al superponerse generan secuencias aun m âs gruesas que afloran en paredes de gran altura, longitud variable y de dificil acceso. Levantar su estratigrafia detallada y exhaustivam ente es una labor preteneiosa, debido no sôlo a la com plejidad en la relaciôn entre los posibles eentros eruptivos y entre los num erosos depôsitos lâvieos, sino tam bién a las difieultades de aeeeso, a la am plia extensiôn de la zona de estudio y a lo agreste que es el terreno en ella. Sin o lvidar la intensa aeeiôn 104 Volcanoestratigrafia de agentes erosivos, que ha debido borrar parcial o totalm ente algunos de los depôsitos volcânicos. A pesar de la relativa hom ogeneidad de las lavas del CV N H se ha procurado estableeer el m ayor num éro posible de caracteristicas distintivas, tanto en su aspecto m acroscôpico (afloram iento y m uestra de m ano), com o m icroscôpico (anâlisis petrogrâfico, que serâ tratado en el capitulo siguiente). Se han tenido en euenta criterios eom o el grado de m eteorizaciôn, la presencia de algunas estructuras volcânicas distintivas y las caracteristicas texturales y m ineralôgieas particulares, para realizar no sôlo los levantam ientos estratigrâfieos puntuales, sino tam bién para correlacionar y caracterizar los depôsitos de lavas correspondientes a cada etapa eruptiva. En térm inos générales el CV N H estâ form ado por secuencias de gruesos flujos de lavas andesitieas, superpuestos, que afloran en paredes verticales con alturas hasta de 200 m. En ellos es tipica, una variaciôn vertical del tipo de estructura en form a de “em paredado”, con un cuerpo central que tiene estructura m asiva y paquetes brechosos asociados, hacia la base o techo. Esto se observa com ùnm ente en los sectores norte y central. Los niveles de estructura m asiva usualm ente tienen espesores entre 10 a 50 m, m ientras el espesor de los niveles brechosos estâ entre 5 a 10 m, o m enos. En algunos afloram ientos se reconocen estructuras colum nares, sem icolum nares, o un diaclasam iento subhorizontal, denso, sobretodo en base o techo, y en ocasiones un diaelasam iento m âs irregular. El grado de m eteorizaciôn de estas rocas, por lo general, es m oderado a alto, siendo m enor en las unidades del Estadio H uila de los sectores central y norte. Com o se ha m encionado en el capitulo anterior, las rocas que tienen el grado de alteraciôn m âs alto son las que pertenecen al Estadio H uila R eciente en el sector sur, debido a intensa aeeiôn hidroterm al, en com binaciôn con fuerte erosiôn glaciar. La textura de las lavas del CV N H , casi invariablem ente, es inequigranular, porfid ica eon tam ano de eristales m edio a fino, excepcionalm ente grueso; en algunos casos es easi afanitica. Sôlo en las lavas del Estadio H uila Reeiente, de los sectores central y norte, la tex tura tiene una figera tendencia a ser m âs equigranular. En superficie fresca el eolor de estas rocas, varia de gris oseuro a elaro, y en algunos lugares son m uy oscuras casi negras. Las rocas de tonos m âs claros son las que pertenecen al Estadio H uila Reciente en los sectores central y norte, y a la seeueneia superior de flujos de lavas del sector de La Laguna. El bandeam iento y la textura de flujo suelen presentarse con bastante frecuencia, sobretodo en las rocas del Estadio H uila R eciente de los sectores central y norte, y del Estadio H uila A ntiguo del sector norte. N o es inusual el bandeam iento o el m oteado rojizo originados probablem ente por oxidaciôn sineruptiva. Esto se advierte especialm ente en las rocas de los Estadios H uila A ntiguo y H uila Reciente, del sector central y sector norte, y en la seeueneia m edia del sector de L a Laguna. 105 Capîtulo 4______________________________________________________________________ Por lo general el grado de vesieularidad, definido por la preseneia de vesieulas m inùsculas, es bajo a m uy bajo, y en los casos en que el contenido de vesieulas es relativam ente m ayor estas se concentran en las bandas de la m atriz que son m âs vitreas, rojizas o no. El bandeam iento en las lavas del CV NH se define por alternaneia o interealaciôn de bandas sinuosas o irregulares, centim étricas a m ilim étricas, continuas o discontinuas, que corresponden a cam bios en el tono del color de la m atriz o a pequenas variaciones texturales o de eoncentraeion de m inérales. Con frecuencia se altem an m anchas o bandas rojizas y grises, siendo las franjas rojizas las que presentan un porcentaje de pequenisim as vesieulas relativam ente mayor, m ientras las poreiones de tonos grises son m âs m asivas. Asi mism o, las bandas m âs claras o blancas suelen ser vitreas o tener m âs vesieulas pequenas. El bandeam iento suele ser paralelo a la textura de flujo, la cual estâ definida invariablem ente por la orientaciôn paralela de eristales, ya sea de feldespatos, m inérales m âfieos o ambos. El contenido de fenocristales de las rocas del CV NH es m uy bajo (1 a 2% , rara vez hasta 3 6 5%) y eorresponde norm alm ente a plagioclasas y esporâdicam ente a m inérales m âfieos (anfiboles). U na fracciôn de eristales m âs pequenos (m icrofenocristales) estâ constituida por feldespatos y m inérales m âfieos (piroxenos ± anfibol). La m atriz es afanitica. Con alguna regularidad suelen aparecer pequenos agregados finos o m icroagregados de m inérales mâfieos. Igualm ente es habituai encontrar enclaves de form as redondeadas a subredondeadas, eon textura afanitiea o m âs fina que la m asa roeosa que los envuelve y de coloraeiôn diferente, m âs oscura o rojiza (autolitos?). Tam bién son frecuente s los enclaves de roeas con textura granitica m edia a fina (xenolitos?). En total se han realizado cuatro colum nas estratigrâficas generalizadas, très de las cuales corresponden a los très sectores en que h a sido dividido el edifieio principal del CV NH (sur, central y norte). En cada una de estas colum nas estân registradas las très etapas de su historia eruptiva. Una euarta colum na corresponde a los flujos de lava del sector de La Laguna. A dem âs de estas colum nas generalizadas se han preparado una serie de esquem as estratigrâfieos com plem entarios para cada uno de los cuatro sectores definidos, tanto para el flanco occidental, com o para el flanco oriental, por separado, en las que se indican las relaciones de superposiciôn estratigrâfica relativa, de algunas de las m uestras eoleetadas en las cuatro cam panas de cam po (A nexo 3). C on base en la separaciôn espacio-tem poral (cuatro sectores y très estadios) que se ha heeho de las rocas que conform an el C V N H se ha definido un total de 13 unidades volcano- estratigrâfieas, cada una de las cuales corresponde a un conjunto de eapas o depôsitos volcânicos (predom inantem ente lâvieos), que por sus caracteristicas m orfolôgicas, litolôgicas 106 Volcanoestratigrafia y ubicaciôn se pueden reconocer com o un grupo de carâcter relativam ente hom ogéneo y que représenta, para un seetor espeeifico del CV N H , un determ inado intervalo de tiem po de su h istoria eruptiva. La nom enelatura para designar cada una de estas unidades, es la m ism a que se ha utilizado en el m apa geolôgico, 2004, de este com plejo voleânieo y en los inform es correspondientes, heehos por IN G EO M IN A S, y se basa en los siguientes criterios: 1) Posible edad relativa determ inada inieialm ente por correlaciones: Pleistoceno (Q ,) u H oloceno (Q^) 2) E tapa o periodo dentro de la h istoria eruptiva del CVNH: Pre-H uila (p). H uila A ntiguo (a) y H uila Reciente (r) 3) U bieaciôn geogrâfica segùn la subdivision usada en geom orfologîa: Seetor norte (n), Seetor central (e), Seetor sur (s) y Sector La L aguna (1) Los dom os ubicados en el extrem o sur del CV NH , el depôsito form ado por la A valancha de Escom bros del Pâez y algunos depôsitos glaciares han sido designados eonsiderando una edad holocénica (Q^) y el tipo u origen de la unidad (d: dom os, ae: avalancha de escom bros y gf: depôsitos de origen glaciar y fluvioglaciar). Para los flujos de lava del sector de La Laguna, se considerô una posible edad pleistocénica (Q ,) y la posiciôn relativa en sentido vertical de cada una de las très secueneias prineipales que fueron definidas en este sector (i: Inferiores, m: M édias y s: Superiores). El espesor total de cada una de estas unidades volcano-estratigrâfieas se ha establecido teniendo en cuenta las cotas m âxim as y m inim as de los afloram ientos de las rocas pertenecientes a cada una de las unidades representadas en el m apa geolôgico (A nexo 4). Por otro lado, ha sido calculado, com o dato com plem entario, el ângulo de inclinaciôn prom edio de algunos de los niveles de lavas, representatives en cada unidad (A nexo 5), ello puede ser adem âs un indicador de las variaciones en el ângulo de repose que se va haciendo ligeram ente m âs inelinado en las unidades m âs recientes. 4.1 EDIFICIO PRE-HUILA (Qjp) Las lavas pertenecientes al Estadio Pre-H uila estân ubicadas en las cotas m âs bajas de toda la estruetura principal del CV N H y son las que quizâ alcanzaron m ayor longitud, hasta 10 km , desde por lo m enos un virtual eentro de em isiôn en la eim a de un antiguo Edificio Pre-H uila. N o se descarta la posibilidad de que este edificio haya sido construido a partir de varios eentros de em isiôn, alineados. Los flujos de lavas individuales pueden tener un espesor m âxim o de 50 m, y al superponerse conform an paredes casi verticales que, en los valles de algunas quebradas, alcanzan hasta los 200 m de altura. Los depôsitos de lavas de este estadio 107 Capitulo 4 2.5Km Escale horizontal aproxim ada Figura 50. M apa geo lôg ico del sec to r su r del C o m p le jo V olcânico N evado del H uila. C u rvas de n ivel cada 400 m desde de 2 .000 a 4 .800 m snm . tienen frecuentem ente estructura m asiva, pero es norm al encontrar afloram ientos de lavas con diaclasam iento colum nar y sem icolum nar. 4.1.1 ESTADIO PRE-HUILA EN EL SECTOR SUR (Q,p,) El Estadio Pre-H uila en el sector sur del CV N H (Figura 50) esta representado por flujos de lavas con espesores individuales de hasta 10 a 50 m. Estos flujos afloran en profundos valles con paredes de 100 a 200 m de altura, en una zona que esta enm arcada por los rios Sim bola, al oriente y el rio Pâez, al occidente. El espesor total de esta unidad puede estim arse alrededor de 1.000 a 1.500 m. La inclinaciôn prom edio de estos flujos de lavas es aproxim adam ente de 14°. El basam ento de esta unidad estâ conform ado por rocas plutônicas, sedim entarias y m etasedim entarias del M esozoico (F igura 51), y sobre ella deseansan las respeetivas lavas del Estadio H uila A ntiguo (Q,^,). 108 Volcanoestratigrafia Q j . Depôsitos sedimentarios de origen aluvial. coiuvial. fluvioglaciar y glaciar, sin diferenciar QZrs Domos andesiticos - Pico Sur Lavas del Estadio Huila Reciente - Pico Sur Depôsitos glaciares y fluvioglaciares - Nivel guia estratigràfico relative que sépara las Lavas del Estadio Huila Antiguo de las Lavas del Estadio Huila Reciente Q la s Lavas del Estadio Huila Antiguo - Sur Q lae Avalancfia de escom bros del rio Pàez Q lp s Lavas del Estadio Pre-Huila - Sur Kms Jâbp Pzmc Rocas intrusivas del Terciario: pôrfido andesitico - dacitico Rocas sedimentarias metasedimentarias del Cretâceo; pizarras.filitas, meta-areniscas y calizas fosillferas Batolito de la Plata: diorita, cuarzodiorita y granodiorita Complejo Cajamarca: esquistos verdes. negros, esquistos cuarzo-micàceos y cuarcitas Circo glaciar (con hielo en el glaciar) Valle profundo con escarpes casi verticales Contacte geolôgico Escarpe Limite del glaciar de montafia en la cima del CVNH (segùn restituciôn de fotografias aéreas de 1994, Pulgarin y otros, 1995) Posible sentido del desplazamiento de la colada de lava 8 Fumarolas 0 Fuentes termales # VNH49 Muestra de 1995 # BPNH133 Muestra de 1996 # ACNH401 Muestra de 2002 O Muestra con secciôn delgada Q Muestra con anâlisis quimico F ig u ra 50 (c o n tin u a c iô n ) . L eyenda del m ap a g e o lô g ico del sec to r sur. L ocalm ente, los flujos de lava de esta unidad estân in tercalados con depôsitos del tipo volcanoclâstico o aglom erados volcânicos. En el extrem o suroccidental, entre la desem bocadura de la quebrada A guablanca al rio Pâez y el sitio llam ado el Plan del Buco, es frecuente la presencia de lavas con estructura colum nar, sem icolum nar o subvertical paralela (F igura 52). En la base de algunos flujos de lavas, el d iaclasam iento es subhorizontal m uy denso, y en otros flujos es irregular. El grado de m eteorizaciôn de estas rocas es m uy alto a m oderado, reflejado por m anchas de oxidaciôn, ro jizas y am arillas, en la m atriz, y por el aspecto alterado de los m inérales félsicos, aun asi se logra tom ar m uestras rela tivam ente frescas en algunos lugares. Estas rocas tienen una tex tura porfidica fina a casi afanitica. En superficie rela tivam ente fresca, el co lor es gris m edio a elaro. A veces presentan bandeam iento y rara vez tienen una tex tura de flujo m uy m arcada. Se reconocen con cierta facilidad eristales de p lag ioclasas y m âfieos. De vez en cuando hay pequenos enclaves de con tom os subangulosos, co lo r m âs oscuro y tex tura m âs afanitica (autolitos?). En las oeho muestras que pudieron ser recolectadas en cam po se observa, mâs en detalle, que efectivam ente sôlo algunas m uestras tienen un ligero bandeam iento y una textura de flujo incipiente. El contenido de fenocristales pocas veces supera el 5%. Predom inan los fenocristales de plagioclasa. En algunos de ellos se logra reconocer pequenas inclusiones oscuras. Los fenocristales mâfieos (piroxenos ± anfiboles) son m enos abundantes y m âs pequenos. El tam ano m âxim o que llegan a tener es de 3 a 4 mm. En ocasiones se reconocen agregados mâfieos. La m atriz afanitica suele ser de color gris oscuro a elaro, y contiene algunas vesieulas pequenisimas. 109 Capitula 4 Estadio del CVNH Espesor aproximado (km) % Q 2rs Q la Q lp s Este sfmbolo indice el momento relative en que pudo haber ocurrido la Avalanche de Escombros del Pâez (Q 1ae): 1 = segûn Pulgarin (2000), 2 =î en este t r a b a jo ........................................................ 1 5 0 — I— 3 0 0 — I— 4 5 0 — I— 6 0 0 7 5 0 m —I------ 1 Escale vertical Figura 51. C o lum na estra tig râfica g e n e ra lizacia del sec to r sur del C o m ple jo V olcânico N ev ad o del H uila. 4.1.2 ESTADIO PRE-HUILA EN EL SECTOR CENTRAL (Q,p^) El Estadio Pre-H uila en el sector central (Figura 53) adora en paredes casi verticales de 100 o 200 m de altura, en una zona bastante inaccesible, en la parte baja de la ladera occidental y ladera oriental de dicho sector, y esta lim itada por los rfos Sim bola, al oriente, y el rio Pâez, al occidente. En el flanco occidental, donde la toponim ia si esta dada, se puede precisar la 110 Vol canoestratigrafia F ig u ra 52. D iversos aspec to s de estru c tu ras co lum nares y sem ico lum nares de lavas del E dific io P re-H uila . S ec­ to r SW del C o m ple jo V olcânico N ev ad o del H uila: a) lavas co lum nares , ce rca de qu eb rad a D ublin (B PN H 341 ). b) lavas sem ico lum nares en qu eb rad a A g u ab lan ca (B P N H 339?). c) lavas co lum nares del P lan de B uco, m argen izqu ierda de rio Pâez. ubicaciôn de esta unidad, que queda enm arcada por la quebrada Bellavista, al sur, y quebrada La A zufrada al norte. U na estim aciôn del espesor total de esta unidad estaria en el rango de 700 a 800 m. Los flujos de lava que la conform an tienen una inclinaciôn prom edio de 16°. En este sector, el basam ento corresponde a rocas p lutônicas del Jurâsico y m etam ôrficas del C om plejo C ajam arca de edad paleozoica (F iguras 54 y 55). El techo de esta unidad lo conform an las lavas del Estadio H uila A ntiguo del sector central (Q^^ ). En algunos lugares, los flujos de lavas de esta unidad aparecen in tercalados con nivelés de aglom erados seguram ente de origen volcânico. En el ùnico sitio donde fue tom ada una m uestra de uno de estos n ivelés (32) se reconocieron bloques y fragm entos afaniticos, grises, subredondeados, alargados y ligeram ente orientados, en una m atriz de grano m uy flno y co lor gris. El grado de m eteorizaciôn de las rocas de esta unidad es m uy alto a m oderado (Figura 56). Se trata de rocas porfîdicas, cuyo co lor varia, en superficie fresca, de gris oscuro a gris claro. O casionalm ente se reconocen bandeam iento, tex tura de flujo y pequenas vesiculas dispersas. 111 Capitvlo 4 ■Il 11 Ml 6 fe SB # Il H j 1 î î 11 Il 11 î i i « • • • • o □ ill % s ™ g o t îir i ■ F ig u ra 53. M apa geo lôg ico del sec to r cen tral del C om ple jo V olcânico N evado del H uila (curvas de n ivel cada 4 00 m desde de 2 .800 a 5 .200 m snm ). 112 Volcanoestratigrafia Estadio del CVNH aproximado (km) ii 2:> F ig u ra 54. C o lum na estra tig râfica g enera lizada del sec to r c en ­ tral del C o m p le jo V olcânico N ev ad o del H uila. Tienen abundantes cristales de p lagioclasa y en m enor cantidad m inérales m aficos, sostenidos en una m atriz afanftica. Solo se pudieron tom ar dos m uestras de esta unidad, una en la region occidental (403) y otra en la region oriental (32) del sector central. El contenido de fenocristales es bajo (<3% ) y corresponde principalm ente a p lagioclasas y esporadicam ente a anfiboles. La m atriz es de co lor gris oscuro a m edio. 4.1.3 ESTADIO PRE-HUILA EN EL SECTOR NORTE (Q,p^) En el sector norte (Figura 57), el Estadio Pre-H uila esta constitu ido por gruesos paquetes de lavas con un espesor individual, m axim o, entre 10 a 30 m, aflorando en escarpes verticales o en las paredes de los valles de algunas quebradas. Esta unidad corresponde a la porciôn 113 CapUulo 4 F ig u ra 55. B asam en to del E dific io P re-H uila en el sec to r N W -W del C om ple jo V olcânico N ev ad o del H uila , en la m argen izquierda del rio Pâez; a) aflo ram ien to de rocas m etam ôrficas del C o m ple jo C a jam arca (P zm c) de edad paleozo ica , debajo de las lavas de la un idad de E stad io P re-H u ila en el sec to r cen tra l (Q 2rc). b) de ta lle del a flo ram iento an terio r (A C N H 402), puede verse la inc linaciôn , hacia de N -N E , de las d iac lasas en estas rocas. inferior de los flancos occidental y oriental, enm arcada respectivam ente por los rios Pâez y Sim bola. En la ladera occidental, esta lim itada por la quebrada La A zufrada, al sur y por la quebrada Verdtin, al norte. Su espesor total es del orden de 500 m y la inclinaciôn prom edio de los flujos de lavas que la conform an es de 15°. Las rocas del Estadio P re-H uila tienen com o basam ento, en este sector, rocas plutônicas del Jurâsico (Figuras 58 y 59), y a su vez sirven de sustrato para las lavas del Estadio H uila A ntiguo (Q,a„)- A unque prédom ina la estructura m asiva en estos flujos de lava, localm ente, se aprecian los niveles de brecha volcânica, asociados, que suelen tener un color rojizo y un espesor de 2 a 3 m. El d iaclasam iento en algunos afloram ientos es sem icolum nar, en otros sitios es subhorizontal o irregular, com ùnm ente en la base de los flujos de lavas. El grado de m eteorizaciôn de estas rocas es alto a m oderado. Estas rocas suelen presentar una textura porfidica m edia a fina, a casi afanitica, y color gris oscuro a claro. Superficialm ente tienen tonos pardo-rojizos debido a la m eteorizaciôn de la roca. Pocas veces se reconocen bandeam iento y tex tura de flujo. Con cierta facilidad se identifican cristales de plagioclasas y m âficos, y esporâdicam ente pequenos enclaves, todo sostenido en una m atriz afanftica. 114 Volcanoestratigrafia F ig u ra 56. El estad o de a lte rac iôn o g rado de m eteo rizac iô n de las rocas del E stad io P re-H u ila es a lto a m o d erad o (V N H 32, m argen d erech a del rio S im ­ bola). C on base en el anal i si s de v i s u de las 10 m uestras que fueron recolectadas, se puede establecer otras generalidades de las caracterfsticas m acroscôpicas de estas rocas: predom inan los fenocristales de plagioclasas (< 4% ), que en ocasiones alcanzan un tam ano m âxim o de 5 m m. En algunos de los fenocristales de p lag ioclasa m as grandes se logra d istinguir pequenas inclusiones oscuras, Ifneas de clivaje y algunas tram as concéntricas que podrian corresponder a zonaciôn. Se reconocen algunos cristales m âficos (p iroxenos ± anfiboles) m âs pequenos. Se puede ver a sim ple vista en una m ism a m uestra un tercer m inerai m âfico de co lor verde (probablem ente olivino). En uno de los pocos fenocristales de anfibol, que aparecen en estas m uestras se pudo d istinguir un borde oscuro que podria corresponder a una corona de reacciôn o de reabsorciôn. Tam bién bay algunos agregados m âficos. La m atriz suele tener co lo r gris oscuro a m edio y algunas vesiculas pequenisim as. 4.2 EDIFICIO HUILA (Q,^ - Q,^) La form aciôn del nuevo Edificio H uila, cubriendo parcialm ente lo que se conservé del Edificio P re-H uila, com enzô con la acum ulaciôn de los depôsitos p redom inantem ente lâvicos del Estadio H uila A ntiguo, los cuales tuvieron longitudes m enores (hasta 5 a 7 km ) que las del edificio anterior, y espesores individuales prom edio del orden de 25 m. La construcciôn del Edificio H uila ha sido dividida en dos estad ios volcânicos: H uila A ntiguo y H uila R eciente, inicialm ente con base en claras d iferencias m orfolôgicas, que en los anâlisis e in terpretaciones subsecuentes van siendo refrendadas. 115 C a p i t u l o 4 a I 8 S & M 5 3 a 30 • • • o □ il i U 11 -S * F ig u ra 57. M apa g eo lô g ico del sec to r no rte del C o m p le jo V olcânico N ev ad o del H uila (cu rvas de n ivel cada 4 0 0 m desde de 3 .200 a 5 .200 m snm ). 116 Volcanoestratigrafia Estadio del CVNH Espesor aproximado (km) J?DF W N F ig u ra 58. C o lu m n a estra tig râ fica g en era lizad a del sec to r n o rte del C o m p le jo Vol­ cân ico N ev ad o del H uila. F ig u ra 59. B asam en to del E stad io P re-H u ila en el sec to r o rien ta l, co rre sp o n d e a la un id ad R ocas In trusivas de M esozoco (J?b p ) co rre lac io n ab le con el B ato lito de L a P lata (V N H 34). 117 Capitulo 4______________________________________________________________________ En el Estadio H uila A ntiguo, ocurrio el colapso, gravitacional, no m agm atico del flanco sur del Edificio H uila, aproxim adam ente en el P leistocene tardio, produciéndose una enorm e avalancha de escom bros (Pulgarin, 2000). Entre las lavas del Estadio H uila A ntiguo y las del Estadio H uila Reciente se ha establecido com o un nivel guia, que perm ite separarlas y datar relativam ente el lim ite entre ellas, a una extensa franja de grandes y extensos sistem as de m orrenas ubicados actualm ente por encim a de 3.000 ± 100 m snm , form ada seguram ente durante la U ltim a Glaciacion, que finalizo hace 10.000 a 11.000 anos A.P. Esta franja ha sido incluida dentro de la unidad la cual esta conform ada por depôsitos de origen glaciar y fluvioglaciar. A principios del H oloceno com enzô la acum ulaciôn de las lavas del Estadio H uila Reciente, sobre la estructura del Estadio H uila A ntiguo, despues de la Ultim a Glaciaciôn. A juzgar por la intensa acciôn glaciar sufrida durante esta glaciaciôn, evidenciada por la presencia de aquella extensa franja de depôsitos glaciares, es probable que este baya sido un periodo de relativa calm a eruptiva, o en todo caso que en buena m edida las evidencias de la actividad volcânica hayan sido borradas por la erosiôn glaciar. Los flujos de lava del Estadio Huila Reciente alcanzaron distancias m âxim as de 3 km y espesores m âxim os entre 15 a 20 m. La m âs clara evidencia de actividad explosiva ha sido hallada, en la parte alta del flanco oriental del Pico Central, en form a de depôsitos de flujos piroclâsticos generados probablem ente por colapsos o explosiones de dom os. Uno de los rasgos mâs recientes, en el sector sur, corresponde probablem ente a una serie de dom os que fueron extruidos en la parte alta del Pico Sur del CVNH. Las rocas de las unidades que pertenecen al Edificio H uila m uestran, com ùnm ente, una estructura m asiva, siendo poco frecuente el diaclasam iento colum nar. Otro rasgo caracteristico en estos flujos de lava es la tfpica variaciôn estructural a m anera de “em paredado” , con niveles de brechas, generalm ente en la base de un cuerpo central con estructura m asiva. Por lo regular, en las rocas del Estadio H uila Reciente son m âs abundantes los anfiboles que en las rocas pertenecientes a otros estadios, siendo m âs abundantes aun en los dom os del sur. 4.2.1 ESTADIO HUILA ANTIGUO EN EL SECTOR SUR Las lavas del Estadio H uila A ntiguo, en el sector sur (F igura 50), tienen com o sustrato a la unidad del Estadio Pre-H uila correspondiente (Q,^^), y estâ separada de la suprayacente unidad del Estadio H uila Reciente (Q^^ )̂ por la extensa franja de depôsitos m orrénicos incluida dentro de la unidad (Figura 51). En el flanco occidental del CV N H , esta unidad aflora al sur de la quebrada Bellavista. Su espesor total varia entre 600 a 700 m. La pendiente promedio que tienen los flujos de lava es de 19° aproxim adam ente. 118 Volcanoestratigrafia Los flujos de lava suelen tener estructura m asiva, en la parte central y nivel de brecha basai asociado. En algunas de estas brechas, la m atriz que sostiene a los bloques o fragm entos de roca présenta una coloraciôn m âs clara o rojiza. La zona central de los flujos, en ocasiones tiene diaclasam iento sem icolum nar o irregular. Las rocas de esta unidad presentan una pâtina superficial que puede ser negra, ro jiza o blanquecina y un m oteado rojizo en la m atriz debido al grado de m eteorizaciôn alto a m oderado. Las rocas m uestran invariablem ente textura porfidica gruesa a m edia, excepcionalm ente afanitica. El color en superficie fresca es gris oscuro a m edio, con tonalidades verdosas. La m atriz es afanitica. En la m ayoria de los casos es fâcil reconocer cristales de plagioclasas, ocasionalm ente orientados y paralelos entre si. Los cristales m âficos son pequenos y escasos. A partir del anâlisis de v i s u de las 15 m uestras tom adas se puede decir que en estas rocas tanto el bandeam iento com o la textura de flujo sôlo se insinùan ligeram ente. Los fenocristales de plagioclasa son pocos (3% ), y a veces tienen bordes redondeados. Se reconocen algunos fenocristales m âficos (anfiboles ± piroxenos). En algunos de estos cristales (anfiboles) se distingue un borde de color diferente que podria corresponder a una corona de reacciôn o reabsorciôn. La m atriz es de color gris m edio a oscuro, con tonalidades verdosas, frecuentem ente con m oteado rojizo-blanco, y de vez en cuando se ven en ella algunas m icrovesiculas. 4.2.2 ESTADIO HUILA ANTIGUO EN EL SECTOR CENTRAL Los flujos de lavas, con espesores prom edio de 10 a 20 m, que conform an la unidad del Estadio H uila A ntiguo en am bos flancos del sector central (Figura 53), afloran en paredes de hasta 50 a 80 m (Figura 60). Esta unidad y ace sobre las rocas del Estadio Pre-H uila (Q,p^) y estâ separada de la unidad suprayacente, es decir las lavas del Estadio H uila Reciente (Q^^^), por la extensa franja de depôsitos glaciares, perteneciente a Q,_2gf (F igura 54). El espesor total de estâ entre 600 a 700 m. La inclinaciôn prom edio que tienen los flujos de lavas es 1T aproxim adam ente. En el flanco occidental, la unidad queda delim itada por la quebrada B ellavista, al sur y por uno de los afluentes de la quebrada La A zufrada, al norte. Las brechas basales en algunos de los flujos de lava tienen espesor m âxim o de 5 a 10 m y com o en una coloraciôn m âs rojiza. R egularm ente, el grado de m eteorizaciôn es m oderado a alto, pero en algunos lugares se pueden tom ar m uestras relativam ente frescas. A causa de la m eteorizaciôn tienen una pâtina de color negro, rojizo o adquieren superficialm ente una coloraciôn m âs clara. 119 Capitulo 4 F ig u ra 60. A spec to genera l tip ico de las lavas del E dificio H uila A ntiguo en el sector cen tral, la ladera W del C om plejo V olcânico N ev ad o del H uila, a) lavas de estructu ra m asiva confo rm an a veces paredes de hasta 50 a 80 m etros, b) la acciôn g lac ia r ha suav izado las estructu ras vo lcân icas orig inales. Las rocas tienen tex tura porfid ica m edia a muy fina, y un color gris oscuro a claro, en superficies no alteradas, con tonalidades verdosas o m oteados rojizos o rosados. El bandeam iento irregular es frecuente. La textura de flujo tam bién es habitual. Los anfiboles son m enos abundantes que las plagioclasas, pero en m uchas ocasiones llegan a tener un m ayor tam ano (hasta 4 mm). Se reconocen algunos agregados m aficos y xenolitos. La m atriz que sostiene todos estos com ponentes es afanitica y en algunas m uestras es parcialm ente vitrea. Las 22 m uestras de roca recolectadas presentan rasgos sim ilares. Todas son rocas con una escasez de fenocristales (2% ) distintiva, reconociéndose algunas plagioclasas de hasta 3 m m , algunos anfiboles (4 m m ) y piroxenos m as pequenos. En m uestra de m ano la textura de flujo, tam bién es notoria, y suele ser paralela al m arcado bandeam iento. La m atriz es gris m edio a muy claro, con tonos verdosos, rara vez es de color oscuro y frecuentem ente tiene m oteado rojizo. En ella se reconocen dim inutas vesiculas dispersas. En una de las m uestras se reconocio claram ente una m atriz vitrea muy oscura, casi negra, con pequenas m anchas rojizas. 4.2.3 ESTADIO HUILA ANTIGUO EN EL SECTOR NORTE (Q,^ J Los flujos de lavas del Estadio H uila A ntiguo en las laderas del sector norte (Figura 57) conform an paquetes que afloran en paredes de 40 a 100 m de altura. Com o sucede con las dos unidades anteriores, la unidad infrayacente son las lavas del Estadio Pre-H uila (Q,p„), y esta separada de las lavas del Estadio H uila Reciente (Q^^) por la unidad de origen glaciar Q] (Figuras 59), que es m enos continua y extensa, en este sector. El espesor prom edio de es del orden de 500 a 600 m. En esta unidad la pendiente prom edio de los flujos de lavas es aproxim adam ente de 16°. En el flanco occidental se encuentra entre las quebradas La Azufrada, al sur y quebrada Verdun, al norte. 120 Volcanoestratigrafia En algunos sitios, el cuerpo central de estructura m asiva de estos flujos de lavas, suele tener, individualm ente, un espesor que varia entre 5 y 20 m, y los n iveles de brechas tienen entre 5 a 10 m. A lgunos afloram ientos corresponden ùnicam ente a estas brechas. En un sitio ubicado en la parte m edia de la ladera noroccidental (V N H 5) bay un afloram iento donde se aprecia una estructura tfpica de lavas autoclâsticas: una brecha m uy com pacta form ada por abundantes fragm entos (60% aproxim adam ente), que tienen form as subangulares a subredondeadas, estân orientados y alargados o “estirados” , y la m atriz que los sostiene es de tex tura sim ilar, pero de tono m âs claro (F igura 61). En otros lugares puede apreciarse d iaclasam iento sem icolum nar o irregular. El grado de m eteorizaciôn es m oderado a alto, y se refleja com o una pâtina de color pardo rojizo oscuro, v iolâceo o negra o una coloraciôn superficial casi blanca-am arillenta. F ig u ra 61. A u to b rech a con b loques de fo rm as cap richosas (“ estiradas” y “ re to rc id as” ), fo rm ad a p ro b ab le ­ m en te cuando una po rc iô n de la lava aun m ôvil de zona m asiva , inferior, e s inco rp o rad a a la zo n a de au tobre- ch am ien to , que la sup rayace , du ran te el desp lazam ien to de un flu jo de lava en b loques. N ô tese el b an d eam ien to en m atriz y b loques. En afloram iento los flujos de lava tienen colores que varian desde negro a gris claro, con tonos verdosos, y corrientem ente presentan un aspecto m oteado blanco o ro jizo debido probablem ente a oxidaciôn sineruptiva. Se reconocen con cierta facilidad pequenos cristales de plagioclasas y m âficos, y en algunas ocasiones, las plagioclasas y los anfiboles aparecen com o fenocristales con tam ano s hasta de 5 a 7 m m. Esporâdicam ente, se identifican xenolitos de roca granitica. La m atriz es afanftica, siendo parcialm ente v itrea en algunos sitios, en estos casos es com iin que présenté algunas vesiculas dim inutas. 121 Capitulo 4______________________________________________________________________ La presencia de los niveles de brechas es un rasgo m uy tipico de esta unidad. Son usualm ente clasto-soportadas con m uy poca m atriz (< 10%) y fragm entos o bloques, angulosos a subredondeados, que se encuentran m uy apretados, y tienen tam ano s hasta de un m étro. Por lo regular tienen un color rojizo y un aspecto escoriâceo. Los bloques de estas brechas tienen un aspecto sim ilar a los niveles de estructura m asiva a los que estân asociadas, lo que es norm al en este tipo de lavas con niveles autobrechificados. La m atriz es escoriâcea de color gris oscuro a claro o rojizo. Tanto en los bloques, com o en la m atriz se identifican cristales de plagioclasas, anfiboles y piroxenos. U n total de 25 m uestras representan las rocas de esta unidad. Tienen textura porfidica gruesa a fina, tendiendo a ser m âs gruesa que en las unidades anteriores, con un bajo contenido de fenocristales (< 4 - 5%) de p lagioclasas o m âficos (anfiboles ± piroxenos). Otro rasgo especial es que en superficie alterada, de colores claros, estas rocas adquieren un aspecto âspero, arenoso grueso o seudo-granitico, debido al tam ano de los cristales relativam ente m âs grueso. El bandeam iento puede ser muy m arcado o incipiente, definido por variaciones texturales o en el color de la m atriz de gris a rojizo. Igualm ente la orientaciôn de los cristales que define la textura de flujo puede ser notoria o incipiente. Los fenocristales, con tam ano m âxim o hasta de 7 m m , son principalm ente plagioclasas y en m enor porcentaje algunos son anfiboles (3m m ) o piroxenos (2m m ). Por lo regular, el contenido de fenocristales sumado al de m icro fenocristales es m ayor que el porcentaje relative de la m atriz afanitica. Pueden aparecer xenolitos de roca granitica. La m atriz tiene un color gris oscuro a muy claro, en algunas m uestras tiene un tono rosado y m icrovesiculas dispersas o concentradas en las porciones m âs rojizas. 4.2.4 LA AVALANCHA DE ESCOMBROS DEL PAEZ (Q,^^) Com o ya se habia indicado anteriorm ente, al sur del Pico Sur del CV N H , y descendiendo desde los 3.680 m snm hacia el SE-S hasta los 2.000 m snm , se encuentra la unidad denom inada Avalancha de Escom bros del Pâez (Q^^J, que estâ delim itada por las quebradas Yusayù y Quindao, al occidente y oriente respectivam ente (Figura 50). Segûn Pulgarin (2000) esta unidad se generô por el colapso parcial del flanco sur del CV N H , en algün m om ento entre hace 200.000 y 46.000 anos, lo que significa que ocurrio antes del Estadio H uila Reciente, involucrando rocas del Estadio H uila A ntiguo y del Edificio Pre-H uila. Este colapso parcial originô una gran avalancha de escom bros que viajô 14 km hacia el sur hasta el rio Pâez represando el cauce de este (Pulgarin, 2000). El depôsito generado tuvo un espesor prom edio de 150 m, cubriô un ârea de 36 km ^ lo que da un volum en aproxim ado de 5,4 km^ (Pulgarin, 1 2 2 Volcanoestratigrafia 2000). El porcentaje de m atriz, generalm ente endurecida, llega a ser hasta del 3 0% , sosteniendo una fraccion de tam ano grava m ayor del 50% y bloques gigantescos, que le confieren una m uy m ala selecciôn (Pulgarin, 2000). Los bloques presentan estructura en rom pecabezas, tipica de este tipo de depôsito. Los fragm entos y bloques son predom inantem ente de rocas andesiticas, con diferentes texturas y grados de m eteorizaciôn, hay escasos fragm entos del basam ento y no contiene m aterial juvenil, ni esta asociado a depôsitos piroclâsticos (Pulgarin, 2000). La ausencia de m aterial juven il en este depôsito y la falta de depôsitos piroclâsticos asociados, indican que este evento no estuvo relacionado con una erupciôn volcânica. Esto, sum ado a la presencia de m inérales arcillosos y teniendo en cuenta la ocurrencia del Sism o de Pâez, del 06/06/94, con epicentro en la base de la ladera suroccidental del volcân, sugieren que la causa del colapso parcial en el sector sur fue la debilidad del edificio volcânico, debida a alteraciôn hidroterm al y fracturam iento, y quizâs fue disparado por actividad sism ica (Pulgarin, 2000). 4.2.5 DEPÔSITOS MORRÉNICOS ENTRE LOS ESTADIOS HUILA ANTIGUO Y HUILA RECIENTE (Q, Los depôsitos de origen glaciar tienen una am plia distribuciôn a lo largo y ancho del CV NH , desde cotas m uy cercanas al lim ite glaciar actual, entre 4.550 y 4.650 m snm hasta cotas tan bajas com o 2.650 m snm , siendo escasos en zonas m âs bajas (Pulgarin & Correa, 2003). En los flancos occidental y noroccidental del CV N H hay grandes m orrenas latérales que alcanzan longitudes hasta de 1 km, otras m orrenas latérales coronan las com isas de antiguos valles glaciares, en la parte m edia de los flancos suroccidental y sur. A dem âs, hay m orrenas m âs pequenas en los frentes de las lenguas glaciares y m orrenas basales (Pulgarin & Correa, 2003). A lgunas de estas m orrenas presentan acum ulaciones locales de grandes bloques, de hasta 3 m, en la parte alta del flanco occidental y en el sector norte, cerca del nacim iento de la quebrada Verdun (Pulgarin & Correa, 2003). Entre 3.000 ± 100 a 3.900 ± 200 m snm existe una extensa, y relativam ente continua, franja de depôsitos glaciares (m orrenas basales y latérales) que han servido de nivel guia para establecer el lim ite entre los estadios H uila A ntiguo y H uila Reciente (Figuras 51, 54 y 58). Es por esto, adem âs, que son los ùnicos depôsitos glaciares representados en el m apa geolôgico (A nexo 4). La serie de depôsitos m orrénicos que conform an esta franja yacen fundam entalm ente sobre la parte alta de la unidad de las lavas del Estadio H uila Antiguo. Este conjunto de depôsitos glaciares pertenece a la unidad que incluye adem âs los 123 Capitulo 4______________________________________________________________________ depôsitos de origen fluvioglaciar, correspondientes a zona periglaciar. En el estudio sobre las m orrenas del Volcân N evado del H uila y su correlaciôn con otras âreas glaciadas de Colom bia, de Pulgarin & Correa (2003). se presentaron los principales rasgos descriptivos (ârea, espesor y volum en) y m acroscôpicos, los resultados del anâlisis petrogrâfico al binocular y del anâlisis de laboratorio de las propiedades fisicas (porosidad, densidad y peso) de algunos de estos depôsitos m orrénicos. Estos depôsitos tienen un espesor prom edio de 8 m (aunque individualm ente algunos tienen hasta 50 m de espesor) y una m ala selecciôn. La m ayoria de los fragm entos liticos, de roca volcânica, estân m uy alterados o relativam ente frescos y corresponden en prom edio al 36,2% , en volum en, del depôsito. Estos fragm entos estân sostenidos en una m atriz lim o-arcillosa que puede ser del 63,8% en prom edio, en la que se reconocen escasos cristales individuales de plagioclasa, anfibol, piroxeno, m agnetita y biotita. El tam ano prom edio de los fragm entos es de 7 cm, pero algunos bloques tienen hasta 4 m. En total estos depôsitos cubren un ârea de 16 km^, lo que da un volum en del orden de 0,137 kmL 4.2.6 ESTADIO HUILA RECIENTE Y DOMOS EN EL RICO SUR - Q.^) La unidad constituida por las lavas del Estadio H uila Reciente en la parte alta del Pico Sur (Figura 50), por encim a de los 4.200 m snm , estâ separada de por la franja de depôsitos glaciares de (Figura 51). El espesor total de esta unidad (Q^^ )̂ es de 700 a 800 m aproxim adam ente. Estâ asociada espacialm ente a otra unidad (Q^^) conform ada por una serie de dom os volcânicos de la cim a sur del CV N H , que se incluye en esta secciôn precisam ente debido a ese estrecho vinculo, pero serâ tratada por separado. La inclinaciôn prom edio que presentan los flujos de lavas que conform an esta unidad es aproxim adam ente de 18°. De form a sim ilar a las unidades del Estadio H uila A ntiguo en los sectores central y norte, en los flujos de lavas que conform an esta unidad, el nivel central, de estructura m asiva, tiene un espesor que varia entre 5 a 30 m. En algunos afloram ientos, las brechas, asociadas, tienen un espesor m âxim o de 5 a 10 m. Hay un sitio en el flanco suroriental (BPN H92) donde aflora un depôsito de bloques, m uy apretados, de 4 m de espesor prom edio y que posiblem ente fue generado por colapso de un flujo de lava. El rasgo mâs caracteristico de las rocas de esta unidad es el alto a muy alto grado de alteraciôn, debido a la intensa acciôn hidroterm al com binada con el fuerte intem perism o en un clim a de alta m ontana en zona tropical, por lo cual estas rocas adquieren una tipica coloraciôn am arilla, rojiza o blanca, (F igura 62), con variaciones a pardo y negro en los sitios donde las rocas tienen una pâtina de varios m ilim etros de grosor. A dicionalm ente estas rocas 124 Volcanoestratigrafia F ig u ra 62. L a fuerte acc iôn g lac ia r y la in tensa a lteraciôn h idro term al han borrado casi to ta lm en te los rasgos estructu ra les y tex tu ra les de las lavas del E stad io H uila R ecien te en el sec to r sur. A sociado a la activ idad h id ro ten n a l pueden encon trarse acum ulaciones de azufre en lentes o cubriendo la superficie, a) U na extensa cobertu ra o m anto de detrito s o pequenas lajas, que resu ltan de la erosiôn y la a lte rac iôn cubren las rocas del Estad io H uila R eciente, en el sur. b) “ L ente” de azufre, en ladera oriental del P ico Sur. han sido afectadas por una intensa erosiôn glaciar. Se ha sugerido que esta unidad es relativam ente m âs antigua que las unidades del Estadio H uila Reciente en los picos Central y Norte y debido a que el grado de alteraciôn y el efecto de la erosiôn glaciar, no son tan m arcados en estas dos tiltimas. Otro rasgo especial es que las rocas de presentan claros efectos de deform aciôn tectônica, evidenciada por intenso fracturam iento, desplazam ientos por fallas m enores y la presencia de m aterial fuertem ente triturado (brecha tectônica y m ilonita) a lo largo de fallas mâs sobresalientes, en el sector sur del CVNH. Estas rocas tienen una textura porfidica m edia a fina a casi afanitica, con escasos fenocristales, sobre todo en las variedades mâs oscuras. Cuando se logra tom ar una m uestra relativam ente fresca, el color es gris oscuro a m edio, y en algunas casi negro. Las rocas m âs porfidicas tienen una m atriz afanitica prédom inante que sostiene algunos cristales de plagioclasas y mâficos. Los anfiboles pueden alcanzar tam anos hasta de 5 mm. La textura de flujo no es muy frecuente, pero el bandeam iento llega a ser muy évidente en algunos sitios. Pueden presentar aspecto escoriâceo y tener m atriz parcialm ente vitrea. Se reconocen xenolitos graniticos, posibles autolitos de roca afanitica m âs oscura y agregados de anfiboles. La aparente vesicularidad, que se ve en algunos lugares, se debe a la rem ociôn de los cristales m âs alterados, dejando pequenas cavidades que a veces aparecen rellenas de azufre u ôxidos. En los niveles brechosos se reconocen gran cantidad de bloques angulosos a subredondeados, con un diâm etro m âxim o de 2 m y prom edio de 20 a 25 cm, soportados por una m atriz escasa (< 10%). Estân generalm ente muy com pactados, tienen un color rojizo y presentan tam bién una fuerte alteraciôn hidroterm al. 125 Capitulo 4______________________________________________________________________ En el anâlisis de v i s u de las 26 m uestras tom adas que pertenecen a esta unidad, se puedo observar que en las rocas m âs porfidicas, el color es m oteado de gris m edio a claro, y las m âs afaniticas son de color gris oscuro a casi negro. Los fenocristales son m uy escasos (1%). A lgunas plagioclasas tienen hasta de 3,5 mm, y esporâdicam ente los anfiboles superan los 5 mm. Se logra distinguir pequenos cristales de piroxenos. 4.2.6.1 Domos del Estadio Huila Reciente del Pico Sur (Q^ )̂ Com o se m encionô antes, en el Pico Sur, se han identificado un conjunto de por lo m enos très dom os que estân asociados a los flujos de lava de la unidad , pero que se presentan por separado, por ser rasgos m uy prom inentes, claram ente identificables y cartografiables. Entre esta serie de dom os (Q^^) se destaca el M orro N egro, en el extrem o sur del Pico Sur com o el m âs representativo y sobresaliente, por su form a y tam ano, y por su m enor grado de alteraciôn con respecto a las rocas circundantes. Entre los otros dom os que se encuentran al norte y occidente de M orro N egro, sobresale el que ha sido denom inado El Cerrillo. Este dom o tiene una superficie de color pardo rojizo y am arillenta, m âs alterada hidroterm alm ente y m âs vesicular que la del M orro N egro. Es probable que el dom o El C errillo sea del tipo dom o colada, pues al parecer un pequeno flujo de lava se derram ô desde su base. En com paraciôn con las rocas de la unidad que se encuentran alrededor del dom o M orro N egro, este no ha sido tan afectado por la acciôn hidroterm al, ni la erosiôn glaciar, ni la m eteorizaciôn, lo que ha servido para considerar que es m âs j oven que ella. El em plazam iento de M orro N egro posiblem ente fue controlado tectônicam ente. Este dom o en algunas de sus paredes présenta diaclasam iento subvertical, difuso o sem icolum nar a irregular. El rasgo m âs caracteristico, y por el cual recibe su nom bre, es el color, superficialm ente, m uy oscuro, casi negro. O tra caracteristica que identifica a este dom o es que en su parte ex tem a tiene un aspecto m uy vesicular a casi escoriâceo. Intem am ente por el contrario tiene un color m âs claro, entre gris verdoso m edio a claro y su aspecto es m âs m asivo, con pocas vesiculas. Por debajo de la costra escoriâcea o muy vesicular, de color negro, en M orro Negro, aparece una roca de textura porfidica m edia a muy fina. Son abundantes los cristales de anfiboles, algunos de los cuales llegan a tener hasta 20 a 30 mm, y de vez en cuando presentan una orientaciôn preferencial o se agrupan formando una estructura de agregados minérales. En general son pocos los cristales de plagioclasas disperses, mâs bien se concentran en delgadas bandas, con un grosor mâximo de 0,5 cm. Algunas plagioclasas alcanzan, ocasionalmente a tener hasta 5 mm. Se reconocen algunos xenolitos graniticos y posibles autolitos volcânicos m âs oscuros. 126 Volcanoestratigrafia En las seis m uestras que se tom aron en M orro N egro, se observa que estas rocas tienen una m atriz afanitica, prédom inante, de color gris verdoso claro, que soporta pocos fenocristales (< 5 %), siendo m âs abundantes los fenocristales de anfibol que los de plagioclasa. N i textura de flujo, ni bandeam iento son caracteristicas tipicas de estas m uestras, excepto por la presencia de algunas bandas delgadas de plagioclasas, y ocasional orientaciôn de los anfiboles. El contenido de m icrovesiculas no es significativo. 4.2.7 ESTADIO HUILA RECIENTE EN EL PICO CENTRAL En el Pico Central, por encim a de los 4.150 m snm , los depôsitos volcânicos que constituyen la unidad del Estadio H uila Reciente (Figura 53) afloran en paredes de hasta 50 m de altura. En esta unidad predom inan los flujos de lavas con estructura m asiva, que llegan a tener hasta 10 a 20 m de espesor. Asi com o en el Pico Sur, la unidad de depôsitos glaciares sépara a esta unidad de la infrayacente El espesor total de varia entre 900 a 1.000 m (Figura 54). Se ha podido calcular una inclinaciôn prom edio para los flujos de lava de esta unidad en aproxim adam ente 20°. El distintivo principal de esta unidad es la presencia reconocida, hasta el m om ento, de cuatro depôsitos de flujos piroclâsticos, de poco espesor, que representan un cam bio notable en la aparente m onotonia de la prédom inante naturaleza lâvica del CV NH (Figura 63). Por otro lado, en esta unidad los flujos de lava tam bién presentan esa tipica distribuciôn en “em paredado '' con niveles de brechas, corrientem ente en la base de niveles de estructura m asiva (Figura 64). Estas brechas presentan tonalidades rojizas y localm ente un aspecto escoriâceo. En algunos afloram ientos hay un m arcado o denso diaclasam iento subhorizontal (Figura 65), un intenso fracturam iento irregular o una estructura sim ilar a cascarones de cebolla (Figura 66). El grado de m eteorizaciôn es m oderado a alto, dando lugar a coloraciones, superficiales, blanquecinas, am arillas y rojizas (Figura 67) o pâtinas negras. En la parte a lta del sector occidental, en un afloram iento cercano a un cam po term al (BPN H15 la ) hay unas rocas que presentan un alto grado de alteraciôn hidroterm al, reflejado no sôlo en el aspecto y color de la roca (am arillo a blanco), sino tam bién por la presencia de pirita d isem inada en la m atriz, o que llega a constituir casi la totalidad de ésta, y algunas vesiculas rellenas de azufre, quedando sôlo algunos vestigios de lo que fueron m inérales félsicos, pero ya totalm ente alterados a arcillas. Las rocas de esta unidad se distinguen adem âs por los siguientes rasgos especiales: una coloraciôn m âs clara que las rocas de otros sectores del CV NH , una textura ligeram ente m âs equigranular, un bandeam iento m uy frecuente (F igura 68), al igual que la textura de 127 Capitulo 4 D epôsito de c a id a d e ro c as producidos por S ism o d e P â e z del 06/06/94). D epôsito d e flujos d e esc o m b ro s p roducidos por S ism o d e P â e z del 06/06/94). D epôsitos fluvio-glaciares. D epôsito m orrénico. D epôsito d e flujos d e escom bros. Depôsito de flujo piroclâstico d e pôm ez y cen iza, muy tiidroterm alizado y con e s c a s o s liticos. M ' o Lavas andesiticas, masivas, porfidicas médias a gruesas, grises medio a casi blancas, puntualmente rojizas y . . 50.0 m localmente hidrotermalizadas. 15.0 m 10.0 m 2.0 m 3.0 m 12.0 m 3.0 m 5.0 m Lava andesitica , m asiva, porfidica m ed ia a g ru e sa , gris muy c la ro /ro sa d o , con b re ch a basal.(B PN H 125h). D epôsito d e flujo piroclâstico d e b loques y cen iza .(BPNH125f). Lava andesitica , m asiva, porfidica m ed ia a g ru e sa , gris claro, con b re ch a basa i. (BPN H 125e) ®®®® FPbc 23.0 m Lava andesitica , m asiva, porfidica m edia a g ru e sa , g ris claro/rojiza, b a n d e a d a , con b re ch a basai.(BPN H 125d). D epôsito d e flujo piroclâstico d e b loques y ce n iza , hidroterm alizado (BPNH125c). Lava andesitica , m asiva, porfidica m edia, gris (BPNH125b). Depôsito d e flujo piroclâstico d e b loques y cen iza (BPNH125a). Lava an d esitica , m asiva, porfidica m edia, gris/rojizo (BPNH125). ®®®® I FP bc j 3.0 m 25.0 m 3.0 m 15.0 m i F ig u ra 63. C olum na estratig râfica com puesta , levan tada en el flanco oriental del sec to r central del C om plejo V olcânico N evado del H uila. Todas las capas pertenecen al Estadio H uila R eciente (Q 2rc) del E dificio H uila. N ô tese la posiciôn re la tiva de los depôsitos de flujos p iroclâsticos in tercalados con espesos paquetes de lavas m asivas (T om ada y m od ificada de Pu lgarin , 2000). flujo y una vesiculaciôn fina que va desde figera a abundante. Las vesiculas se concentran en las bandas m âs rojizas de las rocas con m arcado bandeam iento. La textura ligeram ente m âs equigranular, el bandeam iento y el grado de m eteorizaciôn le im prim en a estas rocas un aspecto superficial escam oso, arenoso o falsam ente granitico (Figura 69). Estas rocas presentan textura porfidica m edia a gruesa, con una tendencia a ser mâs equigranular que las rocas de las unidades descritas previam ente. Com iinm ente son de 128 V o lc a n o e s t r a t ig r a f ia F ig u ra 64. Los n iveles de lavas m asivas del E stadio H uila R eciente, en sec to res cen tral y norte del C om plejo V olcânico N evado del H uila, no rm alm en te estân acom panados por n iveles de brechas, p rinc ipalm en te h ac ia la base de las lavas m asivas. F ig u ra 65. En algunos sitios las lavas del E stadio H uila R eciente, en los sec to res cen tral y norte del C om plejo V olcânico N evado del H uila, m uestran un m arcado y denso d iac lasam ien to subhorizon tal. color gris m edio a muy claro, a casi blanco. Es norm al la presencia de bandas mâs o m enos irregulares de tonos rojizos o rosado, originadas probablem ente por oxidaciôn sineruptiva, intercaladas con bandas irregulares de colores grises, dando asi a las rocas su caracteristico bandeam iento. La textura de flujo a veces es paralela al bandeam iento. Las plagioclasas son m âs abundantes que los mâficos. A pesar del tam ano de los cristales se reconocen a sim ple vista unos pequenos cristales de color verde, que pueden ser olivino o un segundo piroxeno. La m atriz es afanitica y en ocasiones puede ser parcialm ente vitrea y m icrovesicular. Con 129 Capitulo 4 ..3g F igura 66. A lgunos flu jos de lavas del E stad io H uila R eciente, ya sea en el sec to r central o norte del C om plejo V olcânico N evado del H uila tienen un d iac lasam ien to m âs o m enos irregular, o d iaclasas d ispuestas en fo rm a sem icircu lar convexa, sim ila r a capas de una cebolla. Figura 67. El grado de a lteraciôn de las lavas del E stadio H uila R eciente, en el sector c en ­ tral, es m oderado a alto y se refleja no sôlo en la pâ tina negra en la m ayoria de las rocas, sino in tem am ente po r co lo rac iones ro jizas, deb ido a ox idaciôn , o co lores b lancos. (Al fondo en la fo to estâ el P ico C entral). * W . 130 Volcanoestratigrafia Figura 6 8 . E l bandeam ien to es un rasgo tip ico en las lavas del E stad io H uila R eciente tan to en el sector central com o en el sec to r no rte del C om plejo V olcânico N evado del H uila. Figura 69. El efecto com binado de una tex tu ra m âs equ igranular, el bandeam iento , el grado de m ete­ orizaciôn m oderado a alto y en a lgunos casos un denso d iac lasam ien to , le im prim e a las rocas del E stad io H uila R eciente en los sectores central y norte del C om ple jo V olcânico N evado del H uila un aspecto superficial escam oso , arenoso o fa lsam ente gran itico . 131 L C a p i t u l o 4 w F igura 70. En las lavas del E stad io H uila R eciente, es frecuen te encon tra r enclaves, a) au to lito (?) de roca v o l­ cân ica afan itica m âs oscura, en una lava con bandeam ien to irregular, b) xenolito de roca con textura gran itica (p robab lem en te p roven ien te de la unidad J?bp) den tro una lava con ligero bandeam ien to paralelo . relativa frecuencia se observan, xenolitos de roca granitica y posibles autolitos de roca volcânica (Figura 70), y agregados de m inérales mâficos. Las 30 m uestras recolectadas, perm iten presentar otros detalles de estas rocas. Los fenocristales son muy escasos (2% ), predom inando las plagioclasas, sobre los m inérales m âficos m enos abundantes y m âs pequenos. Pocos fenocristales de plagioclasas llegan a tener hasta 6 m m y el anfibol hasta 10 m m, pero en prom edio plagioclasas, anfiboles y piroxenos tienen hasta 2 a 3 mm. La m atriz es de color gris m edio a claro, norm alm ente m oteada de rojos, blancos y gris oscuro, y ocasionalm ente es de aspecto vftreo. 4.2 .7 .1 D ep ô sito s d e F lu jo P iro c lâ stico s d el E sta d io H u ila R ec ien te d el P ico C en tra l Sôlo se ha encontrado evidencias de actividad explosiva en la parte alta del flanco oriental del Pico Central, en form a de cuatro depôsitos piroclâsticos de poco espesor (m âxim o entre 3 a 5 m) intercalados con los flujos de lavas de (F igura 63). Très de estos depôsitos han sido clasificados com o flujos piroclâsticos de bloques y cenizas (FPbc) uno de los cuales se encuentra fuertem ente hidroterm alizado (Figura 71). El cuarto de estos depôsitos es un flujo piroclâstico de ceniza y pôm ez (FPcp) con m uy pocos liticos y es el m âs j oven de los cuatro (Figura 72). Los bloques liticos que representan el 60% en los FPbc tienen caracteristicas sim ilares a las de los flujos de lavas intercalados. Estos bloques son andesiticos, de textura porfidica, color gris claro y pueden ser algo vesiculares. La m atriz (40% ) que sostiene a estos bloques es de color gris rosâceo y estâ com puesta de cenizas y l a p i l l i del m ism o tipo litolôgico de los bloques (Figura 73). Posiblem ente estos depôsitos piroclâsticos fueron generados por colapso o explosiôn de dom os. 132 Volcanoestratigrafia Figura 71. D epôsito de flu jo p iroc lâstico de b loques y cenizas (FPbc) h id ro te rm alizado (B P N H 125c), inter- ca lado en tre dos n iveles de lavas, con estructu ra m asiva, del E stad io H uila R eciente, ladera orien tal del sector central. Figura 72. El m âs jo v en de los cuatro flujos p iroclâsticos (B PN H 117), in terca lados con lavas m asivas del E stad io H uila R ecien te , se encuen tra en la parte alta del flanco oriental de C om plejo V olcânico N evado del H uila, y co rresponde a un flu jo de cen izas y pôm ez (FPcp). En el depôsito de FPcp se reconocen fragm entos de pôm ez, que constituyen el 30% del volum en del depôsito. Estas pum itas, con un diâm etro de 2 a 15 cm, son subredondeadas, de color blanco, superficialm ente am arillo por alteraciôn, tienen textura porfidica y vesicularidad de aspecto fibroso. En estas pum itas se identifican biotita, anfibol, plagioclasas y en algunas vesiculas rellenos de azufre o delgadas peliculas de ôxidos. Los escasos (< 10%) fragm entos liticos contenidos en este flujo piroclâstico tienen textura porfidica m edia, color gris claro y en ellos se reconocen con cierta dificultad cristales de anfibol y plagioclasa. Los piroclastos m âs pequenos { la p i l l i ) y la m atriz de este depôsito son fundam entalm ente de naturaleza pum itica. 133 Capitulo 4 Figura 73. El m âs bajo (B P N H 1 2 5 a o A C N H 215) de los très flu jos p iroclâsticos de b loques y cen izas (F P bc) pertenec ien tes al E stad io H uila R ecien te , encon trados hasta el m om en to en el sec to r cen tra l, con tiene ab u n d an ­ tes b loques de roca andesitica so s ten idos en una m atriz de cen iza y l a p i l l i . 4 .2 .8 E S T A D IO H U IL A R E C IE N T E EN E L P IC O N O R T E (Q ,^ J En el Pico N orte, por encim a de 4.200 m snm , los flujos de lavas que conform an la unidad del Estadio H uila R eciente (F igura 57) afloran en paredes con altura no superior a 70 m, y corresponden a capas gruesas de hasta 20 a 30 m de espesor m âxim o, regularm ente con niveles brechosos asociados. Entre esta unidad y la subyacente unidad se encuentra, de form a parcialm ente continua, la franja de depôsitos g laciares que pertenecen a la unidad Q, 2gf (F igura 58). El espesor total de esta unidad (Q^^) puede estar entre 900 a 1.000 m. La inclinaciôn prom edio de los flujos de lavas es aproxim adam ente 17°. Si bien en estos flujos es prédom inante la estructura m asiva, localm ente pueden apreciarse niveles con intenso y denso diaclasam iento subhorizontal, aparentem ente paralelo a la direcciôn del flujo o a la superficie basai de estos depôsitos lâvicos. En otros sitios se observa diaclasam iento subvertical (Figura 74) o irregular, o siguiendo un patrôn especial com o el que se ve en una pared de m âs de 50 m de altura, en el sector noroccidental (BPN H 105), donde se observa un intenso fracturam iento sem icircular convexo, sim ilar a las capas de una cebolla. El grado de m eteorizaciôn de las rocas de esta unidad es m oderado a alto. Las brechas, usualm ente basales, tienen un espesor prom edio de 5 m, y constituyen un rasgo tipico de esta unidad. En ocasiones aparecen en afloram ientos de hasta 20 m de altura, en los que pasan verticalm ente hacia niveles de estructura m asiva. Tienen coloraciones rojizas 134 Volcanoestratigrafia F ig u ra 74. En m ed io del pa isa je g lac ia r pueden reconocerse el d iac lasam ien to subvertica l o en “cascarones” que presen tan a lgunas lavas p ertenecien tes al E stad io H uila R eciente en el P ico N orte. y los fragm entos que las conform an presentan un aspecto textural y color sim ilares al nivel m asivo que las acom pana, m ientras la m atriz que los sostienen es de un color mas claro y de aspecto escoriaceo. Las rocas de esta unidad, al igual que las rocas de la unidad se caracterizan: por un color mas claro que las rocas de otras unidades, una textura que tiende a ser mas equigranular, un bandeam iento, una textura de flujo y una m icrovesiculacion m uy frecuentes y notorias. Por ultim o, presentan un tipico aspecto superficial escam oso, arenoso o seudo-granftico, debido a la m eteorizacion, acentuado por el bandeam iento. Estas rocas presentan una textura porfidica m edia a fina, que en algunas m uestras es casi equigranular, y ocasionalm ente una textura m as fina a casi afanitica. La coloracion varia entre gris claro a casi bianco, rara vez gris m edio a oscuro. Com o en , tam bién son tipicas en la m atriz las coloraciones rosadas o rojizas generadas seguram ente por oxidacion sineruptiva. El bandeam iento esta definido por alternancia de bandas m ilim étricas a centim étricas (hasta de 3 cm ) de tonos diferentes de gris y rojo, observândose a veces num erosas m icrovesiculas disem inadas en las bandas rojizas. Con el anàlisis de v i s u del total de 40 m uestras recolectadas, se com plem entan algunos detalles. En las m uestras con clara textura porfidica se reconocen con cierta facilidad pocos 135 Capitula 4 il 8 ^ !! î : l ô «s II i l 0>a> 20% ) prédom ina con respecto al ortopiroxeno (< 20% ) para un conjunto de m uestras en las que el anfibol es el segundo ferrom agnesiano en abundancia (entre 10% a 80% ). En este m ism o diagram a se observa com o en otro grupo de m uestras el ortopiroxeno (entre 20% a 50% ) pasa a ser el segundo ferrom agnesiano m as im portante despues del clinopiroxeno (> 40% ) m ientras el porcentaje, relative, de anfibol se hace m enor o nulo (entre 0% a 30% ). Partiendo del hecho basico de que una andesita esta com puesta fundam entalm ente por plagioclasas + fases m inérales ferrom agnesianas (piroxenos ± anfibol ± olivino ± biotita - Best & C histiansen, 2001; W ilson, 1993; Le M aitre et. al., 1989, Baker, 1982 y Ewart, 1982), se definieron los siguientes criterios, particulares, de clasificaciôn y denom inaciôn de las lavas del CVNH: 1) Si el porcentaje recalculado, al 100% (Anexo 7), de alguno de los m inérales ferrom agnesianos es m ayor que 10%, se anade a la denom inaciôn de la roca com o un adjetivo: por ejem plo una roca con m âs del 10% de anfibol, es denom inada andesita anfibolica (Figura 83a y b) y otra con m âs de 10% de clinopiroxeno, es entonces una andesita clinopiroxénica (Figura 83c y d). Si m âs de una fase supera el 10%, o estân en una proporciôn m uy cercana, se anaden al nom bre de la roca com o adjetivos en orden decreciente de abundancia: por ejem plo una andesita con 15% de clinopiroxeno y 17% de anfibol recibe el nom bre de andesita anfibôlico-clinopiroxénica, y una andesita con 13% de clinopiroxeno y 9% de anfibol es una andesita clinopiroxeno- anfibôlica. Cuando dos piroxenos (clinopiroxeno + ortopiroxeno) estân présentes, en un porcentaje m ayor, igual o m uy cercano a 10%, se prefiere usar la designaciôn andesita de dos piroxenos, para evitar cacofonias. 2) Si el porcentaje recalculado, al 100%, de un determ inado m inerai ferrom agnesiano es m ayor que 5% e inferior a 10%, se com plem enta la denom inaciôn de la roca indicando la presencia de tal m inerai en dicha roca usando la preposiciôn “con” : por ejem plo si una andesita clinopiroxénica (14% de clinopiroxeno) que tiene adem âs 6% de ortopiroxeno y 8% de anfibol, recibirâ la siguiente denom inaciôn com pléta; andesita clinopiroxénica con anfibol y ortopiroxeno. 5.1 C A R A C T E R IST IC A S TE X T U R A LE S Y C O M PO SIC IO N A L E S G EN ER A LES Las rocas del CV NH generalm ente tienen un color gris m edio a m uy claro, con variaciones a gris oscuro o casi negro. Su textura es inequigranular, con tam ano de cristales entre m edio (0,5 150 Petrografla .1 ‘*S -̂'" s. Figura 83. Fotos a y b, andesita an fibo lica con c linop iroxeno , pertenec ien te a la un idad Q 2rc (M uestra 125). F o tos c y d, andesita c lin o p iro x én ica con anfibol de la unidad Q 2rc (M u estra 124). Fotos e y f, andesita anfi- bo lico -c linop iroxen ica de la un idad Q la n , con m atriz parc ia lm en te v itrea y tex tu ra perlitica incip ien te (M u es­ tra 203). - 2 m m ) a m uy fino (< 0,032 m m ), y sôlo excepcionalm ente de tam ano grueso ( 2 - 1 0 mm). A sim ple vista son clasificadas com o rocas porffdicas a casi afaniticas. El anàlisis detallado al m icroscopio, m uestra que son principalm ente rocas m icroporfidicas a m icrocristalinas. Segùn la relaciôn porcentual entre fenocristales (> 2m m ), m icrofenocristales (2 a 1 m m) y m atriz se pueden diferenciar dos grupos: rocas m icroporfidicas, si el contenido de fenocristales m âs m icrofenocristales es superior al 5% y rocas m icrocristalinas, si el contenido de fenocristales m âs m icrofenocristales es inferior al 5% (A nexos 7 y 8). 151 Capîtulo 5_________________________________________________________________________________ Las rocas m icroporfidicas no tienen nunca porcentajes de fenocristales superiores al 14% ni de m icrofenocristales superiores al 28%. Com o térm ino m edio se trata de rocas con m enos del 6% de fenocristales, m enos del 22% de m icrofenocristales y entre el 83 al 88% de m atriz. Con frecuencia son m icroporfidicas seriadas. Las rocas m icrocristalinas tienen una textura m âs fina, con porcentajes de m atriz superiores al 94% , y contenidos m edios de fenocristales inferiores al 2% y de m icrofenocristales m enores al 3%. En cuanto al “porfidism o” (Anexo 8), considerado com o la sum a de los porcentajes de fenocristales y m icrofenocristales, se observa que en la m ayoria de las m uestras de los très estadios (Pre-H uila, H uila A ntiguo y H uila Reciente) varia entre el 10% y el 20% . Puera de este rango sôlo estân algunas m uestras, principalm ente del Estadio H uila R eciente, en los sectores N orte y Central. La excepciôn m âs sobresaliente corresponde a las m uestras del sector de la Laguna, pues ninguna de ellas tiene un “porfidism o” superior al 10%. La m atriz afanitica, présenta variaciones entre m icrocristalina a eriptocristalina, siendo generalm ente holocristalina, con m enor frecuencia cristalohialina o hialocristalina y rara vez hialina (Figura 83e y f). A lgunas rocas cuya m atriz contiene vidrio presentan puntualm ente esferulitas (Figura 84a) y en ocasiones textura perlitica incipiente. A dem âs de estas texturas particulares, se puede considerar com o evidencia de desvitrificaciôn tam bién a las pequenas porciones criptocristalinas, m âs oscuras que se observan en la m atriz de algunas m uestras (Figura 84b). A unque en otras m uestras corresponden m âs bien a partes argilizadas, generadas por alteraciôn. El vidrio tam bién suele presentarse com o inclusiones en plagioclasas, en paredes de m icrovesiculas o intersticial en agregados m icrocristalinos. El porcentaje de m icrovesiculas dispersas en la m atriz (Figura 84c) es bajo (norm alm ente < 1% - 3% ) y sôlo aum enta (< 10% - 30% ) en aquellas m uestras con un porcentaje m ayor de vidrio en la m atriz (< 20% - 40% ). La fracciôn eriptocristalina en la m atriz varia habitualm ente entre el 45% y el 77% , y pocas veces es m enor a 45%. La textura de flujo y sobretodo el bandeam iento suelen ser m âs notorios en m uestra de m ano que al m icroscopio, dependiendo adem âs de la orientaciôn que haya tenido la m uestra al m om ento de ser elaborada su lâm ina delgada. La textura de flujo se refleja en la orientaciôn paralela de los cristales, de form as alargadas, ya sean fenocristales, m icrofenocristales o m icrocristales y m icrolitos de la m atriz (Figura 84d). El bandeam iento casi siem pre irregular, de orden m ilim étrico a centim étrico, se define por cam bios en la m atriz, ya sea en la tonalidad, en los porcentajes relatives de m inérales, en el porcentaje de m icrovesiculas o porcentaje 152 Petrografla F ig u ra 84. Foto a, esferu litas en la m atriz crista loh ia lina , de una andesita c linop iroxén ica (M uestra 139 de 0 1 as). Foto b, andesita an fibô lico -c linop iroxén ica con “ p arches” c rip tocris ta linos m âs oscuros y opacos, en la m atriz parc ia lm en te h ialina, que son posib le ev idenc ia de desv itrificac iôn (M uestra I25h en Q 2rc). Foto c, andesita de dos p iroxenos con anfibol, en la que aparecen m icrovesicu las y a lgunas m icro frac tu ras, en la m atriz (M uestra 142 de Q la s ) . Foto d, andesita an fibô lico -c linop iroxén ica con tex tu ra de flu jo (M uestra 414 de Q1 Is). Foto e, andesita de dos p iroxenos con anfibol y bandeam ien to m ilim étrico , irregular, de co lo r pardo ro jizo (M uestra 220 de Q la s ) . Foto f, andesita an fibô lico -c linop iroxén ica con bandeam ien to cen tim étrico , (M uestra 408 de O ils ) . de vidrio (Figura 84e y f). En algunas m uestras, el bandeam iento se dispone com o franjas irregulares de coloracion rojiza, probablem ente originada por oxidacion sineruptiva. En estas lavas, las p lagioclasas son prédom inantes (A nexos 7 y 8), con variaciôn de porcentaje prom edio entre 20% a 40% y un porcentaje m âxim o de 60% . A parecen com o 153 Capîtulo 5 F ig u ra 85. Fotos a y b, las p lag ioclasas, p rincipal com ponen te m inerai en las andesitas del C om plejo V olcânico N evado del H uila, com o fenocrista l, m icro fenocris ta l y en la m atriz (M uestra 306 de Q lli ) . Fotos c y d, m icro ­ fenocristal de clinop iroxeno , el segundo com ponen te m inerai m âs abondan te (M uestra 319 de Q 2m ). Fotos e y f, los anfibo les ocupan el te rce r lugar en abundancia en tre los com ponen tes m inéra les de las lavas del C V N H (M uestra 337 de Q lp s) . fenocristales, m icrofenocristales, y en la m atriz com o m icrocristales y m icrolitos (Figura 85a y b). G eneralm ente, el contenido de p lagioclasas en la m atriz es muy alto, y frecuentem ente los m icrolitos aparecen orientados, de form a paralela, dândole un aspecto sim ilar a la textura traquitica. La segunda fase m inerai m âs abundante, es el clinopiroxeno (Figura 85c y d), con valores prom edio que varian norm alm ente entre el 3% y el 7%, y porcentaje m âxim o del 11%. Entre 154 ______________________ Petrografla los ferrom agnesianos, la fase m inerai que ocupa el segundo lugar de abundancia relativa, después de los clinopiroxenos, es el anfibol (Figura 85e y f), cuyos porcentajes prom edio oscilan entre 1% y 6% , alcanzando un valor m âxim o de 19%, en el Dom o Volcânico M orro Negro. Los clinopiroxenos y anfiboles aparecen com o m icrofenocristales o com o m icrocristales y ocasionalm ente com o fenocristales. En afloram iento, esporâdicam ente, se reconocen fenocristales de plagioclasa o anfibol que alcanzan un tam ano m âxim o de un centim etro. Los ortopiroxenos aparecen en porcentajes m enores (< 6% ), siendo frecuentem ente un m inerai accesorio. Se reconocen en la fracciôn m icrocristalina de la m atriz y excepcionalm ente com o m icrofenocristales (Figura 86a y b). D escendiendo en orden de abundancia, aparecen adem âs, com o m inérales accesorios: biotitas, olivinos y apatitos. B iotitas y olivinos generalm ente se presentan com o m icrocristales. Rara vez hay algùn m icrofenocristal de biotita u olivino (Figura 86c y d). Los porcentajes m âxim os de estas dos fases son 5% y 4% respectivam ente. En la fracciôn m icrocristalina de la m atriz se reconocen tam bién abundantes cristales de m inérales opacos (< 14%), principalm ente m agnetitas, d isperses y ocasionalm ente com o glom erocristales. F ig u ra 8 6 . Fotos a y b, el o rtop iroxeno pasa de ser un com ponente esencial en las lavas del E stadio P re-H uila, a ser generalm ente un m inerai acceso rio en otras unidades y sôlo ocasionalm en te com o m icrofenocrista l (M uestra 140 de Q 2rs). Fotos c y d, el o liv ino es uno de los principales m inérales accesorios (M uestra 235 de Q la e ) . 155 Capîtulo 5_________________________________________________________________________________ _ En las Figura 87a, b, c, d y e estâ representada la proporciôn relativa de los contenidos de plagioclasas, m inérales m àficos anhidros (piroxenos + olivino) e hidratados (anfibol + biotita), para cada una de las unidades definidas en el CVNH. Cada uno de estos 13 diagram as tem arios corresponde a cada uno de los très estadios eruptivos, para cada uno de los cuatro sectores establecidos. En general queda claro que, efectivam ente la plagioclasa es el m inerai m âs abundante. Por otro lado se ve como las unidades del Estadio Pre-H uila en los très sectores (Sur, Central y N orte) tienden a presentar, con algunas excepciones, un contenido de m inérales hidratados m enor (< 10%) que el de m inérales anhidros (20% a 30% ). Asi m ism o, en la m ayoria de las m uestras de los Estadios Huila A ntiguo y Reciente del sector Sur, y en las unidades Interm edia e Inferior del sector de La Laguna se da esta tendencia hacia un contenido bajo en m inérales hidratados y m âs alto en m inérales anhidros. AI contrario de lo que se ve, en las unidades de los estadios Huila A ntiguo y Reciente, del sector N orte, en la U nidad Superior del sector de la Laguna, y en el Dom o Volcânico M orro N egro, el porcentaje relativo de m inérales hidratados (10% a 30% ), en general, tiende a ser m âs alto y el contenido de m inérales anhidros suele ser m enor en m uchas de las m uestras. Las lavas de los estadios Huila A ntiguo y Reciente, en el sector Central representan una situaciôn interm edia. P x s + OI a. Domo - Sur b. Huila R eciente c. Huila Antiguo d. PreHuila InferiorIn term edia " e. La Laguna S uperio r S ur F ig u ra 87. C orrelaciôn de los d iagram as tem ario s de cada una de las un idades defin idas en el C om plejo Vol­ cân ico N evado del H uila, para la clasificaciôn petrogrâfica , con base en los po rcen ta jes re la tives de p lag ioc la ­ sas, p iroxenos + o liv ino (fases anh idras) y anfibol + b io tita (fases h idratas). El pun to ro jo rep résen ta el va lo r p rom edio de cada con junto de datos. 156 ________________________________________________________________________ P e t r o g r a f l a En las Figura 87f, g, h, i y j han sido proyectados los porcentajes de los m inérales ferrom agnesianos principales (anfibol, clinopiroxeno y ortopiroxeno). Al com parar estos diagram as tem arios se hace évidente que la m ayona de las m uestras del Estadio Pre-H uila, adem âs de tener un contenido relativam ente bajo en anfibol (< 20% ) y alto en clinopiroxeno (> 40% ), se desvian hacia el vértice del ortopiroxeno (20% - 50% ), al igual que m uchas de las lavas de los Estadios H uila A ntiguo y Reciente en el sector Sur y de las unidades Interm edia e Inferior del sector de La Laguna. En las unidades del Estadio H uila R eciente, en los sectores Central y N orte, en la Unidad Superior del sector de la Laguna y en las lavas del Dom o Volcânico M orro N egro, en general dism inuye el contenido relativo de ortopiroxeno (< 20% ), m ientras el contenido de anfiboles suele ser m ayor (40% - 80% ), para un rango de variaciôn relativam ente am plio de clinopiroxeno (20% a 80% ). Las lavas del Estadio Huila Antiguo del sector Central y algunas del sector N orte, y del Estadio H uila Reciente en el sector N orte m uestran un com portam iento interm edio. Opx ; Cpx f. Domo - Sur g. Huila Reciente h. Huila A ntiguo i. PreHuila Superior In te rm ed ia ■ j. La Laguna Inferior S ur F ig u ra 87 (c o n tin u a c iô n ) . C orre lac iôn de los d iag ram as tem ario s de cada una de las un idades defin idas en el C V N H , para la c lasificaciôn petrogrâfica , con base en los po rcen tajes recalcu lados de anfibo l, c linop iroxeno y ortop iroxeno . El punto ro jo rep résen ta el va lo r p rom ed io de cada con jun to de datos. En casi todas las m uestras hay diverses rasgos texturales que pueden ser interpretados como evidencias de procesos de desequilibrio, o de reacciôn (reabsorciôn o disoluciôn parcial) de los cristales, en respuesta a su inestabilidad relativa ante el fundido que los rodea (m atriz). 157 Capîtulo 5 Figura 88. Texturas de desequ ilib rio : Foto a, m icro fenocris ta l de p lag ioclasa con bordes parc ia lm en te redon - deados (M uestra 431 - un idad Q 2rc). Fo to b, p lag ioclasas con bordes corro idos o engo lfados (M uestra 407 - un idad Q lls ) . Foto c, crista l de anfibol con borde de reacciôn de opacos (M uestra 412 - un idad Q llm ). Fo to d, an fibo les con bordes m uy co rro idos (M uestra 414 - unidad Q lls ) . Foto e, fenocrista l de anfibo l con co rona de reacciôn com puesta p o r m icroag regado de p lag + pxs + opacos (M uestra 14 - un idad Q 2rc). Foto f, m icro ­ fenocrista l de o rtop iroxeno con co rona m icrocris ta lina de an fibo les (M uestra I I I - un idad Q la n ) . Es frecuente que los cristales tengan bordes corroidos ya sea redondeados (Figura 88a) y/ o engolfados (Figura 88b), principalm ente en olivinos, piroxenos y plagioclasas, a veces anfiboles y biotitas. Casi siem pre los cristales de anfibol tienen bordes opacos (Figura 88c), adem âs es habituai que tengan form as esqueléticas (Figura 88d). Los anfiboles tam bién pueden estar parcial o totalm ente pseudom orfizados a ôxidos. Los anfiboles, y algunos 158 Petrografla Figura 89. A gregados m icrocrista linos po lim inera les: Foto a, p lags + pxs (cpx ± opx) + opacos (M uestra 24 - un idad Q 2rn). Foto b, pxs (cpx ± opx) + opacos (M uestra 138 - un idad Q 2rs). Fotos c y d, pxs ± opacos ± p lags ± v id rio in tersticial (M uestra 330 - unidad Q 2rs). A gregados m icrocrista linos m onom inera les: Foto e y f, en bandas de p lag ioclasas del D om o V olcânico M orro N eg ro (M uestra 223b - un idad Q 2d). piroxenos, suelen presentar corona de reacciôn (Figura 88e y f). Estas texturas suelen ser m âs évidentes en las m uestras que tienen un contenido de vidrio relativam ente m ayor en la matriz. En particular, son m âs frecuentes en las unidades del Estadio H uila A ntiguo y Reciente. 159 Capîtulo 5 é d g F ig u ra 90. A gregados m icrocrista linos m âficos: Foto a, m icroag regado de opacos (M u e s tra 438 - unidad Q I ac). Foto b, m icroag regado de clinop iroxenos (M uestra 411 -un idad Q U I). Foto c, m icroagregado de o rtop iroxenos + opacos (M uestra 424 - un idad Q la n ) . Foto d, m icroagregado de o liv inos (M uestra 428 - un idad Q ip n ) . A n- fiboles en agregados m icrocrista linos: Foto e, m icroagregado de an fibo les ± c linop iroxenos ± p lag ioclasas ± opacos (M uestra 98 - un idad Q 2rc). Foto f, m icroagregado m onom inera l de an fibo les (M uestra 110 - un idad Q lli) . En algunas plagioclasas, las inclusiones vitreas llegan a ser tan num erosas que adquieren un aspecto sim ilar a la textura tam iz (Figura 88b). A dem âs de las inclusiones de vidrio en plagioclasas, tam bién es habituai encontrar inclusiones de m inérales opacos y de piroxenos. Igualm ente en algunos piroxenos son frecuentes las inclusiones de opacos y de otros piroxenos, rara vez de plagioclasas. 160 ________________________________________________________________________________ Petrografîa En estas rocas son relativam ente frecuentes los agregados m icrocristalinos, glom erocristales y m icroenclaves. Los agregados m icrocristalinos estàn présentés en casi todas las m uestras, de todas las unidades definidas, siendo m as abundantes y de m ayor variedad en las unidades del Estadio H uila A ntiguo y H uila Reciente. Hay agregados m icrocristalinos de com posiciôn m ineralôgica variada (Figura 89a, b, c y d), y en ocasiones son m as bien m icroagregados m onom inerales o glom erocristales (Figura 89e y f). Los m icroenclaves corresponden principalm ente a autolitos de roca volcânica, y algunos probablem ente a xenolitos de roca ignea intrusiva. En algunos de los agregados m icrocristalinos se reconoce vidrio intersticial. En las lavas de los Estadios Pre-H uila y H uila A ntiguo y el sector de La Laguna, es frecuente encontrar agregados m icrocristalinos com puestos fundam entalm ente por m inérales m âficos (piroxenos ± olivinos ± opacos) que pueden haberse form ado en etapas tem pranas de la cristalizaciôn (Figura 90a, b, c y d). Los anfiboles son relativam ente escasos en los agregados m icrocristalinos, excepto en las rocas de los Estadios H uila A ntiguo y H uila Reciente; particularm ente en el Dom o Volcânico M orro N egro y en las lavas del Estadio H uila, de los sectores central y norte, en las que es frecuente encontrar m icroagregados de anfibol ± piroxeno ± plagioclasa ± opaco ± vidrio intersticial (F igura 90e) e incluso m icroagregados com puestos solo de anfiboles (Figura 90f). Igualm ente es frecuente encontrar, principalm ente en las lavas de las unidades de los Estadios H uila A ntiguo y R eciente, m icroenclaves de textura equigranular fina a m uy fina o m icrogranitica, algunos con textura ligeram ente porfidica, norm alm ente redondeados, provenientes probablem ente de rocas subvolcânicas o intrusivas, del basam ento. Otro tipo de m icroenclaves corresponden propiam ente a autolitos de roca volcânica (F igura 91a, b, c y d). En general, la com posiciôn m ineralôgica de estos autolitos es sim ilar a la de la roca que los contiene, pero la variaciôn en los porcentajes, el contraste textural o el tono m âs oscuro son los rasgos que perm iten diferenciarlos de la m atriz de la roca englobante (Figura 91e). Es posible que algunos de estos m icroenclaves volcânicos se hayan form ado por un proceso de m ezcla { m in g l i n g ) m agm âtica. A continuaciôn se presentan los aspectos petrogrâficos, de cada una de las 13 unidades predom inantem ente lâvicas definidas en el CVNH. Pueden com pararse los aspectos m acroscôpicos y visualizar de m anera directa las diferencias y sem ejanzas entre algunas de las muestras colectadas, en una serie de fotom osaicos, de algunas de las m uestras analizadas, dispuestas en colum nas, siguiendo el orden estratigrâfico, en cada uno de los très estadios, tanto en los sectores norte, central y sur como en el sector de La Laguna (Figura 92a, b, c y d) 161 Capîtulo 5 Figura 91. M icroenclaves de roca vo lcân ica o auto litos: Fotos a y b, m icroenclave vo lcân ico con m atriz m âs gruesa que la tex tu ra de la andesita c linop iroxén ica que lo rodea (432 un idad - Q 2rc). Foto c y d, au to lito en cuya parte central se encuen tra un fenocrista de o liv ino (M uestra 431 - unidad Q 2rc). Fotos e, m icroenclave vo lcân ico (subvo lcân ico?) en la m uestra 116 (un idad Q 2rn). 162 A. LAVAS DEL SECTOR SUR Petrografîa C o lu m n a -1 9 9 5 C o lu m n a - 2002 C o lu m n a -1 9 9 6 BPNH332 BPNH333 BPNH335VNH53 (C o lu m n a - 2002) (C o n tin u a c iô n ) BPNH334 BPNH330 BPNH336 B P N H 3 2 9 BPN H 338 ACNH BPNH339 .= BPNH331 BPNH340 BPNH341 (C o lu m n a -1 9 9 6 ) (C o n tin u a c iô n ) mACNH223T,o"^“̂ B P N H 97 l&mm A C N H 2 2 6 a m m ACNH228riQmm ACNH230a 10 mm 10 mm BPNH138ir^^ BPNH142i'iomm BPNHi« BPNH145»'i5 ^ Figura 92. Fotomosaico con algunas de las muestras analizadas, dispuestas en orden estratigrâfico, segùn co­ lumnas levantadas en campanas diferentes: (a) Lavas del Sector Sur. 163 Capîtulo 5 (C o lu m n a - 2002) (C o n tin u a c iô n ) B. LAVAS DEL SECTOR CENTRAL C o lu m n a - 2002 ACNH 435 ACNH 437 ■ T ô ACNH 436 ACNH 439 ACNH 434 ACNH 438 BPNH328■ACNH 433 B P N H 3 2 4 IACNH 432 B P N H 325ACNH BPNH326ACNH 431 BPNH327ACNH 430 C o lu m n a -1 9 9 5 T 10 mm (C o lu m n a -1 9 9 6 ) (C o n tin u a c iô n ) 10 mm C o lu m n a -1 9 9 6 l&mm B P N H 1 4 9 " io m m ACNH233 F in AC N H 234 'A C N H 23S | r 10 B^51a B P N H y 5 2 a T o lB PN H 152-q^ Figura 92 (continuaciôn). Fotomosaico con algunas de las muestras analizadas, dispuestas en orden es­ tratigrâfico, segùn columnas levantadas en campafias diferentes; (b) Lavas del Sector Central. 164 Petrografîa C.1 LAVAS DEL SECTOR NORTE (C olum nas -1995 y 1996) C o lu m n a -1 9 9 6 BPNH100 m m i 10mm 1 C o lu m n a -1 9 9 6 B PNH105 ■ ^0 nim BPNH103 " lo m m O 3 CL U o l i 'ù l-Ll -O ^ « 2 i X & i l13 J2 ■a 3 1 1 0 2 1 9 (/) ü- -2 >s cT .i£ ! i -O X : â .= g.%MO 3 M ! : 00 "U « no" O) o O 196 Geoquimica ^ 1js S J - l i o T3 o _ i l # ÿ , ■o cT 3 f ' I I “5 -O —I ■ÿ ç O ^ Q . c/3 il U Z 2 = : 2 Su c « o 11 cQ> I _j2 '5 X CM CM O ■O 3 OIJ Cl . 00 « N?I I SH — 73 197 Capîtulo 6 LU LU Q i 2 C(L>IO) I CL U 8 . I 1 co s ^- J2 O co ^ # S ̂ g a - % s s ^ o o R 5 :? o Pi ô "O ■§ 1 i3 s oc O o > ^ r o ^ S c s j r ^ C N ^ 0 ^ 0 * Tf If) Tf (f) S ^ g R R R R R S co o o î 2 - 2 c o R i S 5 ° ai o ce >- X Z 3 CT > U I3 E tS i I Dû 8 . Eo U JS Z5 2 CL O ■O 2 UJ CJ Ê 1 o ,i m ^ I I e S" l i 1 1 198 PU PU o ' Geoqmmica CL C/D CL U o n . -§ o- % g U 3O"O 6X) a Eo U 8 2 £ i O =5 ■g S 1 1 1 m c o 0 5 o> ^ 5 5 5 5 g s 5 s Z" 0 5 0 0 0 0 ^ _ ( 0 0 5 0 0 C ^ g œ g? 3 *o P5 s csj Tj- m csj c o ^ c o o CM o ^ CO O CM O % S % y 2 s ” UO CM s ^ o * 0> CD r - LO 05 ^ CO CO CD ^ O CD O ï CD ^ CD 5 - i£? - S co g co co CM CM ° ° s s SR s CM S Æ cr k_ C3 i_ L - Æ c3 j ; ^ ( j i - O — 3 C C 3 _ CO U ^ _ " 0 5 »- E - C 3 qC U locû > N X Z h - f - U ) Q . > c / 7 U U Z O N a f - - : C J a . Z c ^ u j a ! - Û T L ü f - > - _ i 199 Capîtulo 6 Pü P ü aL I a CL U 0a. 1 CQ § 3 CT T g u co LO co Csl co ' co o CM o LO T— co LO _* co o CM o TT co r~- co M. o CM o CM o ^ l o co r -. °R coc cm' —- co o 05 ^ U-> CD CM CD co CM LO CM LO t d o - cm' _- oo co co 05 ^ ^ o oo X co O C M C O ^ O O O O ^ . co - CM o CM o o co un CD CM ^ ■»— C 0 t D O , - » 0 0 ^ O ^ '«— r ^ ' CM ^ h«. CM O ' 05 C75 05 . C7> CM T f LO CM ^ CM CM û; cj :/) ce i _ ' — Æ c j I - O - 3 c M — > N X Z f - f - P ; a . > v : U U Z U X C i - J5 uU ^ - 0 2 3 " 0 Æ > ' 0 ^ E ^ 3U = _ Z v : ü P O ! - C = _L l!->-_: 200 Geoqmmica 6.1 C L A SIFIC A C IÔ N Y A FIN ID A D G E O Q U IM IC A Para la clasificaciôn de las rocas volcânicas se han desarrollado métodos que utilizan habitualmente la composiciôn quimica y que tienen en cuenta la relaciôn entre algunos de los elementos mayores, representada en diagramas binaries o ternarios. En los diagramas de SiO^ vs alcalis y AFM (Irvine & Baragar, 1971) las rocas del CVNH se situan en el campo de las rocas subalcalinas (Figura 103a) y presentan la disposiciôn tfpica de las rocas andesfticas a daciticas de la serie calcoalcalina (Figura 103b), mostrando una tendencia a aumentar alcalis total (Na^O + K^O) a medida que disminuyen progresivamente MgO y FeO*. 12 10 8 Alcalina Sub-alcalina 2 0 35 4540 50 55 60 66 70 75 S i 0 2 (% ) F 0 100 Tolei'tica 80 Calcoalcalina 100 M 0 20 40 60 80 100 F igura 103. D iagram as de clasificaciôn y de afinidad g eoqu im ica de las lavas del C om plejo V olcânico N evado del H uila (C V N H ): a) S iO , vs a lca lis y b) A FM (A = NaO^ + K^O, F= F e * 0 , M = M gO ). S im bolos com o en F igura 82. Miyashiro (1974) utiliza los contenidos de SiO,, FeO*, TiO^ y MgO para caracterizar la afinidad de las rocas igneas. Estos diagramas, en los cuales se enfrentan la relaciôn FeO*/ MgO contra SiO^, FeO* o TiO^, tienen la ventaja frente a los anteriores (Irvine & Baragar, 1971) de no tener en cuenta el contenido de alcalis que son elementos muy môviles durante 201 Capîtulo 6______________________________________________________________________ los procesos de alteraciôn de las rocas. En los diagramas de FeO*/MgO vs. SiO^ o FeO* (Figuras 104a y b) las rocas del CVNH se situan claramente en el campo de las rocas calcoalcalinas. La relaciôn FeO*/MgO se encuentra en un intervalo relativamente estrecho que varia entre 1,22 y 2,04. 75 — 70 O & c 0) OJo 65 60 — 55 — 50 — 45 Calcoalcalina / ' Toleitica 15 —I 10 — CL 5 — Toleitica Calcoalcalina 52 3 410 FsOVMgO FeOVMgO F ig u ra 104. D iagram as para d e te rm in ar afin idad m agm âtica de lavas de! C V N H con base en la relaciôn F e * 0 / M gO : a) F e * 0 /M g 0 vs SiO^ y b) F e * 0 /M g 0 vs F e * 0 . (S im bolos com o en F igura 82). El diagrama TAS de la lUGS es especialmente indicado para la clasificaciôn de rocas volcânicas (Figura 105a). La mayoria de las muestras del CVNH se agrupan en el campo de las andesitas y el resto esencialmente en el campo de las dacitas. Se observa como las muestras se disponen siguiendo una tendencia lineal, de pendiente positiva, que corta o se cruza con el limite que sépara los campos de andesitas y dacitas de los campos de traquiandesitas y traquitas. Aunque algunas de las rocas se ubican en el campo moderadamente alcalino del TAS no puede afirmarse real mente que en el CVNH existen rocas de esa afinidad geoquimica. Estas rocas forman un continuo composicional dentro del campo calcoalcalino, y que eventualmente algunas rocas se proyecten en el campo alcalino sôlo se debe a que la linea de separaciôn de ambos campos subalcalino-alcalino es un limite convencional arbitrario. Si se compara con las lineas de separaciôn, entre ambos campos, definidas por otros autores (p.e. Kuno, 1966; MacDonald, 1968 o Irving & Baragar, 1971 en Rickwood, 1989) se confirma que todas las muestras son calcoalcalinas. D ada la h o m ogeneidad co m p o sic io n a l de las m uestras, se han subd iv id ido el cam po de las 202 Geoqmmica 15 - n FonoKt* FoM te FonoHta tofrftlca TelMIm Ibnolllica B u a l to , pkrW co B ualto 35 45 55 65 75 S i0 2 (%) alto - K medio - K bajo - K 55 65 75 SI02 (%) F ig u ra 105. L avas del C V N H p royectadas en los d iag ram as para la c lasificaciôn de rocas vo lcân icas de la lU G S: a) TAS y b) SiO^ vs K ,0 . (S im bolos com o en F igura 82). andesitas, segùn el contenido de SiO^. Asi en el CVNH se descri ben très tipos de rocas: A ndesitas (SiO^ entre 57 y 60%), Andesitas daciticas (SiO^ entre 60 y 63%) y Dacitas (SiO^ entre 63 y 6 6 %). Como se verâ mâs adelante, estos grupos no se distribuyen por igual en todas las unidades y sectores. El diagrama SiO^ vs. K^O permite dividir las rocas subalcalinas en très categorias: rocas con bajo, medio y alto contenido de K^O (Figura 105b). Las muestras del CVNH, con un 203 Capîtulo 6________________________________________________________ rango de variaciôn del K ,0 entre 1,44 y 2,91%, son principalmente andesitas y dacitas de contenido medio en K ,0 . El comportamiento de el Ti, Zr, Y, Nb, Ce, Cr como elementos inmôviles durante procesos posteriores a la cristalizaciôn, como la meteorizaciôn o el metamorfismo de bajo grado, han permitido la elaboraciôn de diagramas de clasificaciôn de rocas volcânicas muy utiles cuando se tiene la sospecha de que los alcalis han experimentado variaciones importantes (Miyashiro & Shido, 1975 y Floyd & Winchester, 1975 y Winchester & Floyd, 1977). Estos diagramas confirman la clasificaciôn de las rocas del CVNH obtenida en otros diagramas de clasificaciôn; la mayoria son andesitas, y en menor proporciôn dacitas, de la serie calcoalcalina, y en general se encuentran alejadas del campo de las rocas alcalinas (Figura 106a, b y c). Cr (ppm) I £ i Traquibasanita Ce F ig u ra 106. D iagram as para confirm ar la c lasificaciôn TAS de las rocas vo lcân icas, an te la posib ilidad que tengan algùn grado de alterac iôn : a)C r vs SiO^, b)C e vs Zr/TiO^ y c)Zr/TiO ^ vs SiO^. (S im bolos com o en F igura 82). En resumen, las rocas del CVNH son rocas de composiciôn intermedia (el 70% del total de muestras analizadas) a âcida (el 30%), de afinidad calcoalcalina y un contenido de K^O medio. Concretamente se trata de andesitas (el 20%), andesitas daciticas (el 50%) y dacitas (el 30%) 204 Geoquimica que no se distribuyen de forma aleatoria, sino que tienden a concentrarse en determinados niveles o sectores: G rupo 1: A ndesitas ss Corresponden principalmente a la Unidad Inferior del sector de La Laguna, a la unidad del Estadio Huila Reciente en el sector Sur y el domo de Morro Negro. Pocas muestras son del Estadio Huila Antiguo de los sectores Central y Sur. El tipo petrogrâfico o modal al que corresponde esta clase geoqmmica son principalmente andesitas clinopiroxénicas con o sin ortopiroxeno, en algunos casos se podria hablar de andesita de dos piroxenos, con o sin anfibol como accesorio. Sôlo la muestra del domo Morro Negro corresponde a una andesita anfibôlico-clinopiroxénica. G rupo 2: A ndesitas daciticas Pertenecen a este grupo muestras de la Unidad Intermedia del sector de La Laguna, de las unidades del Estadio Pre-Huila y del Estadio Huila Reciente, principalmente en los sectores Norte y Central. Algunas son del Estadio Huila Antiguo en sectores Norte, Central y Sur. Las variedades petrogrâficas que quedan enmarcadas dentro de esta categoria geoquimica son, principalmente, andesitas clinopiroxénicas con o sin ortopiroxeno y/o anfibol, ademâs de andesitas clinopiroxeno-anfibôlicas (ocasionalmente con olivino), andesitas de dos piroxenos (rara vez con anfibol), andesitas anfibôlico-clinopiroxénicas (esporâdicamente con ortopiroxeno) y sôlo una andesita clinopiroxeno-olivinica. G rupo 3: Dacitas Principalmente muestras de la Unidad Superior del sector de La Laguna, de la unidad del Estadio Huila Antiguo en el sector Norte y del Estadio Huila Reciente en los sectores Norte y Central. Algunas muestras pertenecen a las unidades del Estadio Huila Antiguo del sector Sur. El équivalente petrogrâfico de este grupo geoquimico corresponde predominantemente a andesitas anfibôlico- clinopiroxénicas, algunas andesitas clinopiroxeno-anfibôlicas y ocasionalmente andesitas clinopiroxénicas con o sin ortopiroxeno. Es decir, las unidades del Estadio Pre-H uila y del Estadio H uila A ntiguo en el sector Sur estân conformadas fundamentalmente por andesitas daciticas (Figura 107). Mientras en el sector Central ademâs de andesitas daciticas hay algunas andesitas ss. Las rocas del Estadio H uila A ntiguo en el sector Norte son principalmente dacitas. Al igual que el Estadio H uila R eciente, en los sectores Norte y Central, que estâ conformado por dacitas y algunas andesitas daciticas; a diferencia del sector Sur donde hay esencialmente andesitas ss. En el sector de La Laguna, se hace mâs évidente una variaciôn petrolôgica, en sentido vertical o estratigrâfico, de tal forma que desde las andesitas de la Unidad Inferior se pasa a 205 Capîtulo 6 andesitas daciticas en la Unidad Intermedia hasta dacitas en la Unidad Superior. 3 C/5 ü 3 % 1 l i I 1 1 ;# | Lj 2 2 2 1 1 i 1 i ! i i g 1 Sc 0) o ■eo : 1 1 ï CD C 3 Oî CD a s § ï 1 ■S c < O î _o D -O Oc 3 (Q -%O J c -o 8 E. o 5 0 1u (UT3 I ûi e jp ea eoiipep Büsapuv eiisapuv 3 O 6.2 C A R A C T E R IZ A C IO N G EO Q U IM IC A G ENERA L En la Tabla 8 se ha reportado la composiciôn quimica de las muestras del CVNH que fueron seleccionadas y que son representativas de cada una de las 13 unidades, agrupadas a su vez segùn los estadios de su historia eruptiva (Pre-Huila, Huila Antiguo y Huila Reciente), en cada uno de los sectores delimitados (La Laguna, Norte, Central y Sur). En el Anexo 13 se han reunido los datos de algunas andesitas y dacitas “promedio” o tipicas, definidas por diferentes autores, para que puedan ser comparadas con las muestras que son objeto de 206 ________________________________________________________________________________ Geoquimica este estudio. En este apartado se tratan aspectos concemientes al edificio volcânico en su conjunto, dejando para una posterior secciôn el anâlisis de las variaciones entre las diferentes unidades. 6.2.1 ELEMENTOS MAYORES En la Tabla 10 se resumen los valores promedio y el rango de variaciôn (minimo - mâximo) de los contenidos de los elementos mayores y trazas, y de las normas CIPW calculadas para cada una de las muestras analizadas, tanto para una roca “promedio” que représenta a todas las rocas del CVNH estudiadas, asi como para la andesita y dacita tipicas del CVNH. El contenido de SiO^ de las rocas del CVNH que varia entre 57,96 a 65,37%, corresponde, como ya se ha indicado a rocas de composiciôn intermedia. En cuanto al contenido de Al^O^ estas rocas son metaluminosas, con un indice de saturaciôn en alumina entre 0 ,8 8 y 1, 1 2 % (relaciôn molecular A 1^0/(K ^0 + Na^O + CaO) cercana a 1). En termines générales, los contenidos de la mayoria de los elementos mayores, exceptuando SiO^, K^O, Na^O y P^O^. tienden a disminuir desde las rocas andesiticas a las daciticas (Tabla 10). Cuando se comparan las rocas del CVNH con las andesitas y dacitas promedio reportadas por F ig u ra 108. C om parac iôn de las lavas del C V N H con p rom ed ios de andesitas y dacitas de o tras reg iones del m undo. (S im bolos: andesitas de o tras reg iones = estre llas de co lo r m arron oscuro ; andesitas ss del C V N = estre lla de co lo r rojo; andesitas daciticas del C V N H = estrellas de co lo r am arillo ; dacitas de otras reg iones = estre llas azul o scuro y dacitas del C V N H = azul claro). And1: Chayes-69 (Andesitas cenozoicas) Anü2: Le Maitre-76 (Andesitas de! mundo) And3: Ewart-79 (Andesitas de Sur-América) And4: Ewart-82 (Andesitas de Sur-América) And5: Wiikinson-86 (Andesitas calcoalcalinas) Andô: Vanek-94 (Andesitas del sur de Colombia) And7: Le Maitre-02 (Andesita deAsh 1873) And8: Kelemen-03 (Andesitas continentales primitives) D a c l: Le Maitre-76 (Dacitas del mundo) Dac2: Ewart-79 (Dacitas de Sur-América) DacS: Wilkinson-86 (Dacitas calcoalcalinas) Dac4: Vanek-94 (Dacitas del sur de Colombia) Dac5: Le Maitre-02 (Dacita de Domo-lava) 15 10 Traqui-dadta Traqui-andesita Riolita + Z 5 Andesita basâltica DacitaAndesita 55 65 75 Si02 (%) 207 Capîtulo 6 T ab la 10. V alor p rom ed io y rango de variac iôn (m in im o - m âx im o) en los con ten idos de e lem en tos m ayores y trazas, de la roca “p rom ed io” que rep résen ta a todas las lavas del C V N H , asi com o de la andesita s.l. y dacita tip icas en d icho com plejo vo lcânico . General - CVNH Andesita s.l. - CVNH —> Dacita - CVNH Prom. / [min. - max.] Prom. / [min.- max.] Prom. / [min.- max.] Si02% 61,69/[57,96-65,37] 60,71 / (57,96 - 62,86] 64,19/(63,16-65,37] TiOz% 0,75/(0,54- 1,00] 0,80/(0,66- 1,00] 0,63/(0,54-0,77] Alz03% 16,13/(15,28- 17,45] 16,17/(15,28- 17,45] 16,03/(15,50- 17,03] FC203% 2,66/(2,07-3,23] 2,80/(2,42-3,23] 2,31 /(2,07-2,56] FeO% 3,07/(2,10-4,21] 3,33/(2,60-4,21] 2,40/(2,10-2,83] MnO% 0,10/(0,07-0,13] 0,11/(0,08-0,13] 0,08/(0,07-0,09] MgO% 3,31 / (2,03 - 4,80] 3,65/(2,85-4,80] 2,24/(2,03-2,89] CaO% 5,48/(4,23-7,33] 5,86/(4,75-7,33] 4,53/(4,23-5,02] Nâ OVo 4,29/(3,77-4,83] 4,22/(3,77-4,73] 4,48/(4,20-4,83] KjO"/» 2,23/(1,44-2,91] 2,05/(1,44-2,59] 2,67/(1,97-2,91] P:0;% 0,28/(0,05-0,40] 0,29/(0,22-0,40] 0,25 / (0,05 - 0,37] Q 12,80/(6,82- 17,46] 11,67/(6,82-16,65] 15,72/(12,92- 17,46] Or 13,15/(8,51-17,20] 12,14/(8,51-15,31] 15,76/(11,64- 17,20] Ab 36,35/(31,90-40,87] 35,73/(31,90-40,03] 37,92/(35,63-40,87] An 18,16/(14,05-25,11] 19,11/(15,10-25,11] 15,72/(14,05-21,35] Di 5,89/(0,00-9,75] 6,44/(1,15-9,75] 4,37/(0,00-5,56] Hy 7,79/(4,32- 11,23] 8,63/(5,84- 11,23] 5,64/(4,32-8,45] Mt 3,91 /(3,04-4,76] 4,11 /(3,54-4,76] 3,39/(3,04-3,71] II 1,42/(1,01 - 1,90] 1.52/(1,25- 1,90] 1,19/(1,01-1,46] Ap 0,64/(0,12-0,93] 0,67/(0,51 -0,93] 0,59/(0,12-0,86] Rb 57/(27-82] 51 / (27 - 68] 71 /(45-82] Cs 1,4/(0,5-2,5] 1,2/(0,5-2,3] 2,0/(0,8-2,5] Sr 720/(560 - 944] 716/(565-944] 730/(560-897] Ba 1012/(757- 1290] 967/(757- 1140] 1128/(869- 1290] V 15/(10-26] 16/(11-26] 13/(10-15] Zr 153/(114- 192] 147/(114 178] 167/(141 192] Hf 4,2/(3,2-5,3] 4,0/(3,2-4,9] 4,5/(3,9-5,3] Nb 7,1/(4,1-10,7] 7,1/(4,1-10,7] 7,2/(6,1-9,1] Ta 0,6/(0,4-0,8] 0,6/[0,4-0,8] 0,7/(0,6-0,8] Th 9,7/(5,7-14,5] 8,9/(5,7-12,5] 12,0/(8,5-14,5] Pb 10/(3-33] 9/(3-21] 12/(6-33] U 3,1/(1,7-4,7] 2,8/(1,7-4,1] 3,9/(2.5-4,7] V 137/(89- 185] 149/(114- 185] 106/(89- 137] Sc 13/(7-23] 14/(10-23] 9/(7-13] Cr 71 /(22-245] 82 / (22 - 245] 43 / (33 - 63] Co 16/(10-24] 18/(12-24] 12/(10-13] Ni 25/(15-80] 26/(15-69] 23/(15-80] Cu 36/(16-74] 39/(18-74] 30/(16-43] Zn 73/(35- 151] 74/(35- 151] 71 /(39- 137] Ga 20/(17-22] 20/(17-22] 20/(18- 22] Tl 0,3/(0,1-0,6] 0,3/(0,1-0,5] 0,4/(0,2-0,6] La 24,8/(13,5-31,7] 24,3/(13,5-31,0] 26,2/(18,1-31,7] Ce 46,4/(24,8-56,1] 45,9/(24,8-56,1] 47,6/(31,5-54,1] Pr 5,34/(2,98-6,66] 5,34/(2,98-6,66] 5,34/(3,45 - 6,36] Nd 21,8/(13,1-27,3] 22,0/(13,1 -27,3] 21,1/(13,4-24,6] Sm 4,1/(2,8-5,8] 4,2/(3,1-5,8] 3,9/(2,8-4,4] Eu 1,19/(0,97- 1,54] 1,24/(0,97- 1,54] 1,09/(1,00- 1,20] Gd 3,4/(2,3-5,2] 3,6/(2,9-5,2] 3,1/(2,3-3,4] Tb 0,5/(0,3-0,8] 0,5/(0,4-0,8] 0,4/(0,3-0,5] Dy 2,5/(1,7-4,2] 2,7/(1,9-4,2] 2,2/(1,7-2,6] Ho 0,5/(0,3-0,8] 0,5/(0,3-0,8] 0,4/(0,4-0,5] Er 1,4/(1,0-2,3] 1,5/(1,0-2,3] 1,2/(1,0-1,5] Tm 0,21/(0,14-0,34] 0,22/(0,14-0,34] 0,18/(0,15-0,23] Vb 1,3/(0,9-2,1] 1,4/(0,9-2,1] 1,2/(0,9-1,5] Lu 0,20/(0,12-0,31] 0,21/(0,12-0,31] 0,18/(0,13-0,24] 208 ________________________________________________________________________________Geoqmmica otros autores (Anexo 13 y Figura 108), se hace évidente que se encuentran dentro de los rangos de variaciôn tipicos de la serie calcoalcalina de contenido medio en K^O. Concretamente muestran una clara correlaciôn con las andesitas y dacitas suramericanas (Ewart, 1979 y 1982), no estando muy lejos de la andesita y dacita promedio, a nivel mundial reportadas por Le Maitre (1976). En general, las lavas del CVNH presentan un contenido relativamente mâs alto en âlcalis (Figura 108). Por otro lado, las dacitas de algunos de los volcanes del sur de Colombia (Vanek et. al, 1994) tienden a ser mâs âcidas que las correspondientes rocas del CVNH. En cuanto a la composiciôn normativa (norma CIPW, establecida con base en valores de Fe^O^ y FeO recalculados segùn Le Maitre, 1976), los principales componentes son albita (Ab). anortita (An), ortosa (Or) y cuarzo (Q) normativos, en orden decreciente (Tablas 8 y 10). Les siguen, dentro de la norma, los piroxenos normativos, hiperstena (Hy) y diopsido (Di), con valores que escasamente superan el 10%. Por ultimo, tanto magnetita (Mt), como ilmenita (II) y apatito (Ap) estân présentes, como accesorios, en la norma de todas las rocas analizadas. Los porcentajes de Ab, Or y Q normativos aumentan progresivamente desde las rocas de tipo andesita a las de tipo dacita. Por el contrario An, Di e Hy normativos disminuyen. Mt, Il y Ap normativas disminuyen ligeramente. La presencia de Q normative, en las lavas del CVNH indica que estas son rocas sobresaturadas en silice. Igualmente, la composiciôn normativa de estas rocas se encuentra, en general, dentro de los rangos de variaciôn tipicos de las andesitas y dacitas calcoalcalinas (Anexo 13), si bien, en promedio, el porcentaje de Ab tiende a ser un poco mâs alto y el de An ligeramente mâs bajo, en las lavas del CVNH. 6.2.2 ELEMENTOS TRAZAS En las Tablas 9 y 10 aparecen, ademâs, segùn la afinidad geoquimica, los elementos traza que se encuentran por encima del limite de detecciôn y que suelen ser de mayor interés en el anâlisis geoquimico del tipo de roca objeto de este estudio. El Rb, Cs, Sr y Ba pertenecen al grupo de los elementos traza de bajo potencial iônico (definido como la relaciôn carga iônica / radio iônico) denominados LFSE (lowfield strength element) también conocidos como elementos litofilos de tamano iônico grande (LITE: large ion ILhophile element) suelen comportarse como elementos incompatibles. De tal forma que entre las rocas de tipo andesitico y las dacitas, del CVNH, los contenidos de los LFSE en general tienden a ser mayores en las rocas de composiciôn mâs âcida. Los elementos litôfilos con potencial iônico alto, es decir carga iônica alta / radio iônico 209 Capîtulo 6_________________________________________________________________________________ bajo {HFSE: high field strength element), son de gran utilidad en el estudio de las rocas igneas pues, a diferencia de les LFSE, les HFSE son relativamente inmoviles respecto a los procesos de alteracion de las rocas, se comportan generalmente como elementos incompatibles durante los procesos magmaticos y las concentraciones de algunos de ellos estan directamente relacionados con la afinidad magmâtica de las rocas. Los elementos traza pertenecientes al grupo de los HFSE que ban sido analizado en las lavas del CVNH son: Y, Zr, Hf, Nb, Ta, Th, U y Pb. En general el contenido de estos elementos tiende a ser mas bajo en las rocas andesiticas que en las dacitas, exceptuando el Y. Un tercer grupo de elementos traza que suelen ser analizados en este tipo de rocas, y que forman parte del grupo de los m etales de transicion, tanto siderofilos como calcoElos, son: V, Sc, Cr, Co, Ni Cu y Zn. En su mayoria presentan un comportamiento marcadamente com patible durante los procesos petrogenéticos y suelen estar incorporados en minérales ferromagnesianos como el olivino y el clinopiroxeno. Generalmente son elementos inmoviles, excepto Cu y Zn que tienden a ser moviles. En la Tabla 9 se incluyen, ademas de Zn y Cu, otros dos calcofilos: Ga y Tl. En general, todos estos elementos presentan valores de concentracion mas altos en las rocas andesiticas que en las dacitas, exceptuando Ni y Ga, con porcentajes mas o menos similares en ambos tipos de roca. Tl sue le presentar contenidos un poco mas altos en las dacitas. For ultimo, se presentan los REE, que pertenecen también al grupo de los HFSE, de la misma forma que los anteriores grupos de elementos traza presentados. Los REE como los HFSE son elementos incompatibles y tienen un carâcter inmôvil ante los proceso de alteracion. Tanto en las andesitas como en las dacitas del CVNH, los contenidos en LREE (La a Sm) son muy parecidos, mientras que los MREE (Eu a Tb) y los HREE (Dy a Lu) son menos abondantes en las dacitas que en las andesitas. 6.3 VARIACIONES G E O Q U IM IC A S Uno de los aspectos mas importantes en el estudio de la evoluciôn magmâtica es la variaciôn geoquimica experimentada durante los procesos petrogenéticos de las rocas igneas. Los diagramas de variaciôn geoquimica de Harker (Figuras 109 y 110), desde comienzos del siglo pasado, ban sido la berramienta mas utilizada para mostrar esta variaciôn, en funciôn de un paramètre o indice de la diferenciaciôn, que para el tipo de rocas tratado en este estudio, es decir rocas calcoalcalinas de composiciôn intermedia, suele ser el contenido de SiO^, que présenta amplios ranges de variaciôn. Una forma de cuantificar o medir el grade de correlaciôn lineal entre cada uno de los elementos analizados es calculando el correspondiente indice de correlaciôn (r). En el Anexo 14 se présenta la matriz de los indices de correlaciôn. 210 Geoquimica entre todos los elementos que fueron analizados en las muestras del CVNH. Tanto en la abundancia, como en la variaciôn relativa de los contenidos de elementos mayores y traza en funciôn de la evoluciôn magmâtica, las rocas del CVNH muestran un comportamiento similar al de andesitas y dacitas orogénicas de zona de subducciôn en margen continental activa, descrito por diverses autores, en diferentes volcanes del mundo, principalmente en los Andes del Norte (Jaramillo, 1980; Gill, 1981; Bailey, 1981; Baker, 1982; Ewart, 1982, Pearce, 1982; Thorpe, 1982; Gourgaud & Thouret, 1990; Sigurdsson et. a l, 1990; Vatin-Pérignon, 1990; Calvache, 1995; Bourdon et. a i, 2002; Samaniego et. a l, 2005; Bryant et. a l, 2006; Garcia-Aristizabal et. a l, 2007 & Hidalgo et. a l, 2007). En general, las andesitas del CVNH, a diferencia de las dacitas, presentan contenidos menores de K^O, Na^O, LFSE - excepto Sr (es decir Rb, Ba y Cs) y algunos HFSE como U, Th, Hf, Zr y Pb, y de el calcôAlo Tl. En cuanto a CaO, FeOt, FeO, Fe^O^, TiO^, MnO y MgO, otros HFSE como Y, MREE y HREE, y metales de transiciôn como V, Sc y Co, sus contenidos suelen ser mayores en las andesitas. Por otro lado, hay un grupo de elementos que no muestra ninguna tendencia a aumentar o disminuir, con el aumento de la silice: Al^O^, P,Og, Sr, Ta, Nb, LREE, y especialmente los metales Zn, Cu, Cr, Ni y Ga. La variaciôn de los elementos mayores respecto a la evoluciôn magmâtica, en las lavas del CVNH, usando el aumento de SiO^ como indicador de la misma, hace évidente un claro incremento del contenido de âlcalis, que se comportan como incompatibles, y que se refleja principalmente en la tipica correlaciôn lineal positiva (r = o,88) que muestra el K^O ( 1.44 a 2,91%). con una ligera dispersiôn sôlo en las andesitas daciticas (Figura 109). El grado de correlaciôn de Na^O (3,77 a 4,83%) con respecto a la silice es menor (r = o,58), ajustândose ligeramente a una tendencia lineal (Figura 109). Asi mismo la correlaciôn directa entre K ,0 y Na^O es moderada (r = 0.65). Dicho de otra forma, aunque ambos elementos aumentan, juntos, respecto a la silice, la tasa de incremento del Na^O es menor. Los elementos mayores compatibles que suelen concentrarse en los minérales ferromagnesianos como el CaO (r = -o.97; 4,23 a 7,33%), FeO (r = -0,96:2,10 a 4,21%), FeO^ ( r = -0,96; 3,96 a 7.11%), Fe^O^ (r = -0.94; 2,07 a 3.23%), TiO^ (r = -0,90; 0,54 a 1,00%) MnO (r = -0,88; 0,07 a 0,13%) y MgO (r = -0,84; 2.03 a 4,80%) muestran una marcada pauta decreciente con el aumento de la diferenciaciôn. La mayor dispersiôn se da en los contenidos de MgO y TiO^, principalmente en el campo de andesitas daciticas (Figura 109). Las correlaciones entre los componentes de este grupo de ôxidos son de tendencia positiva, buena a moderada (r = 1,00 a 0 ,51 , en Anexo 14). 211 Capüulo 6 f ♦ 7.5 — 7 — 6.5 — I 6 - 5.5 — 5 — 4.5 — U •teTdw» ° 7.5 — 7 — 6.5 - 6 — ! 5.5 — 5 — 4.5 3.5 — 3 ** 56 58 60 62 64 66 56 58 60 62 64 5 — 4.5 — l 3 . 5 - 3 — 2.5 — # S '9b* , ^— I— ^ 58 60 62 64 66 56 56 60 62 64 SÎ02 Si02 ♦ A * . * • A * « « * o 58 60 62 64 66 56 58 80 62 64 56 58 64 66 Figura 109. Variaciôn geoquimica de los elementos mayores, en funciôn del contenido en SiO ,̂ proyectada en diagramas Harker, para las lavas del CVNH. (Simbolos como en Figura 82). 212 ________________________________________________________________________________ Geoquimica No se observa una variaciôn clara del Al^O^ ( 15,28 a 17,45%) con respecto a la SiO^ ( r = -o,38). El AI2O3, en general, no muestra correlaciôn con ninguno de los elementos traza analizados, excepto ligera correlaciôn con TiO^, Eu, Cr, Rb o V (r = 0,57 a -0,57). El no muestra una tendencia tan dispersa como la de Al^O^ pero permanece relativamente constante a medida que aumenta la silice, en un rango de variaciôn estrecho ( 0,05 a o,40%), con un bajo indice de correlaciôn ( r = -0 ,44) y mostrando una mayor dispersiôn en las dacitas. Los elementos traza que muestran una dispersiôn mayor son principalmente aquellos pertenecientes al grupo de los metales compatibles y los LREE. En el extremo opuesto estân los elementos del grupo de los LFSE, excepto el Sr y muchos de los HFSE (Figura 110). Del grupo de los LFSE, los que tienen una correlaciôn positiva muy marcada a moderada (r = 1.00 a 0,51) con respccto a la silice (Figura 110) son Rb (27 a 82 ppm ), Ba (757 a 1290 ppm) y Cs (0.5 a 2.5 ppm ), con indices de correlaciôn mayores (r = o,84; 0.82 y 0,65 respectivamente). No todos los LFSE tienen una correlaciôn positiva con la SiO^. El Sr (560 a 944 ppm) présenta una amplisima dispersiôn (r = 0,05). Lo mas frecuente en este tipo de rocas, es que el Sr permanezca relativamente constante o tienda a aumentar ligeramente con respecto a la silice. En el CVNH, el Sr tiene, ademâs, indices de correlaciôn muy bajos con casi todos los demâs elementos, excepto con Na^O (r = 0.73) y la mayoria de los HREE (r = -o,67 a -0.51 ). Es importante recordar que Cs es uno de los cuatro elementos que en algunas muestras reportô valores muy cercanos al limite de detecciôn. Los elementos del grupo de los HFSE que dan una mejor correlaciôn positiva con la silice, redej ado en indices de correlaciôn moderados (r = 0.77 a o,5i) son U ( 1.7 a 4,7 ppm ), Th (5.7 a 14.5 ppm ), H f ( 3,2 a 5.3 ppm ), y Zr (i 14 a 192 ppm). Usualmcntc en la serie calcoalcalina, los contenidos en Th y U aumentan gradualmente con la silice. La mayoria de estos elementos incompatibles, con indices de correlaciôn positives respecto a la silice, muestran buena a moderada correlaciôn positiva entre si y con respecto a K^O y Na^O (r = 0,98 a 0,51 ). Por ejemplo, Th con U (r = 0,98) y Zr con H f (r = 0.95) tienen altos indices de correlaciôn positiva. Por el contrario, presentan tendencias negativas altas a moderadas (r = -0,91 a -050), con rcspccto al grupo de Ca-Fe-Mg-Ti-Mn. El ùnico elemento calcôfilo, en las lavas del CVNH, que présenta una moderada correlaciôn positiva (r = 0,56) con respecto a la silice es el Tl (o,i a 0 , 6 ppm ). Al igual que el Cs, en algunas muestras el valor de concentraciôn esta muy cercano al limite de detecciôn. Los pocos elementos traza que presentan alta a moderada correlaciôn negativa (r = -0,89 a -0,48) 213 Capitula 6 r^0 ,8 4 1400 — p=0.82 1300 — 68 — o â □ • o o .? ' ♦ n 1200 — 58 . » ° ^ ° , ♦ ♦ 48 — * X : ^ ' * ♦ 38 — • : 28 — ■ # • ■ 18 1 1 1 1 1 1 . 1 1 1 ' 1 "" o » o . . ♦ " A O ♦ 58 60 62 64 ̂ O .A ♦ 14.5 — r= 0 ,7 6 13.5 — 12.5 — 11.5 — 10.5 — 9.5 — 8.5 — V 7.5 — 6.5 — ; 5.5 1 2.5 —1 r= 0,65 • Un 0.6 —1 r= 0,56 . Xf %* • * A 0 * 0 t . ■ ♦ ♦ ♦ 60 62 64 66 * « • é 193 — 1 183 — ♦ ^ 173 — s ♦ « e 163 — • • " . * ii3 153 — ° . . 143 — * a [ P A * U * ■ - % B $ + ................................................. ♦ O + 58 60 t . A ♦ « « S* » Âl 24 — 22 — 20 — 18 — i * * ♦ «*»* B -mf* ♦ 58 60 64 66 F ig u ra 110. V ariaciôn geoqu im ica de les e lem entos traza, en funciôn del con ten ido en SiO^, p royec tada en d iagram as H arker, para las lavas del C V N H . (S im bolos com o en F igura 82). A = V ariaciôn geoqu im ica de trazas (in icial) 214 Geoquimica 24 — 22 — 20 — 56 se 60 62 ■2P 56 56 • +. • * A * 0 ♦ ♦ O * * 56 58 2 * ♦ ♦ ♦ ♦ 56 58 60 62 64 66 ■ a * 0 cP 56 58 e * I o o 4, î ***** A o “n O A * ° * . <* o 56 58 * â O * o O 56 58 60 62 64 66 r=-0,26 o 145 * 62 64 Figura 110 (continuaciôn). Variaciôn geoquimica de los elementos traza, en funciôn del contenido en SiO ,̂ proyectada en diagramas Harker, para las lavas del CVNH. (Simbolos como en Figura 82). 215 Capîtulo 6 m A *# + Kg A P QD # # A ♦ O » i $ e ® ♦ p 56 58 60 62 64 * 40 — 56 58 60 62 64 66 56 58 60 62 64 66 O a » * $ #A e ■ •V 56 58 60 62 64 66 -,-----1----- '-----1----- '-----1-----'-----1-----1-----i 56 58 60 62 64 66 S * - ♦ 4f I “ * « Vĉ ♦ ff Jp %] m A $ + ® °» « o * * -I 1 r 56 58 -n 1-----1-----1-----1-----1----- '-----1----- '-----1 56 se 60 62 64 66 5.5 — 5 - 4.5 — 1 3.5 — 3 — 2.5 — -I 1---------- !-----------1---------- 1-----------1---------- r * 56 58 60 62 64 Figura 110 (continuaciôn). Variaciôn geoquimica de los elementos traza, en funciôn del contenido en SiO,, proyectada en diagramas Harker, para las lavas del CVNH. (Simbolos como en Figura 82). 216 Geoquimica I 0.6 — ïb 64 66 " * 9b * " o . " % . 58 60 ;■ %* : * OD +!*ô ♦ ® e ® V ° SP * 58 60 Figura 110 (continuaciôn). Variaciôn geoquimica de los elementos traza, en funciôn del contenido en SiO ,̂ proyectada en diagramas Harker, para las lavas del CVNH. (Simbolos como en Figura 82). con el aumento de la SiO ̂ (Figura 110) son V (8 9 a 185 p p m ), Sc ( 7 a 23 p p m ), Co (lo a 24 pp m ) y ligeramente Y ( l o a 26 ppm ). Se ve entonces que V, Sc y Co son los ùnicos elementos del grupo de los compatibles que muestran la tipica correlaciôn negativa con la silice. Por otro lado, Y a diferencia de la mayoria de los HFSE no se comporta como incompatible en las lavas del CVNH. Estos elementos compatibles (V, Co, Sc, e Y) presentan buena a moderada (r - -o,88 a -o ,5 0 ) correlaciôn negativa con K^O, Na^O, LFSE, Th, U y Zr. Por el contrario, generalmente, tienen una marcada a moderada (r = o ,9 0 a 0 ,5 5 ) correlaciôn positiva con los elementos del grupo de Ca-Fe-Mg-Ti. Unicamente Y y Sc tienen una buena correlaciôn positiva entre si (r = 0 ,8 4 ) mientras que las demâs correlaciones entre ellos son moderadas a débilmente positivas (r = 0 ,7 6 a 0 ,4 9 ) . Los elementos traza que muestran una amplia dispersiôn (Figura 110) con respecto a la SiO, (r = 0 ,3 9 a -0,02), ademâs del Sr como se indicô mas arriba, son Ta (o,4 a 0,8 p p m ), Pb (3 a 33 p p m ). 217 Capîtulo 6_________________________________________________________________________________ Ga ( l7 a 22 p p m ), Nb (4.1 a 10,7 p p m ), Zlî (35 a 151 p p m ), Cu ( l6 a 74 p p m ), Cr (2 2 a 245 ppm ) y Ni ( l5 a 80 p p m ). En general, estos elementos présenta una moderada a débil correlaciôn, ya sea positiva o negativa, con cualquier otro de los elementos (p.e. Cr y Ni, con un r = o,54), excepto el Ta que tiene un grado de correlaciôn positiva con K^O, Zr, Rb, Th, Hf y U relativamente bueno (r = 0.71 a 0.55). Ga, Nb y Cu presentan los comportamientos mas extremos, al no mostrar algùn tipo de correlaciôn con ningùn otro elemento. Sôlo en las andesitas 55 y dacitas, el Pb muestra una menor dispersiôn, siguiendo mas bien una leve pauta ascendente respecto al aumento de la silice. Por el contrario, el Zn en las andesitas ss y andesitas daciticas, y el Cr en andesitas ss y dacitas reflejan una ligera tendencia a disminuir en funciôn del incremento de la silice. Las tierras raras en las lavas del CVNH tienen, en general, tendencias muy dispersas o permanecen relativamente constantes en funciôn del aumento de la diferenciaciôn (Figura 110). Los LREE son los que muestran mayor dispersiôn (r = 0 .36 a -0.32) . Los MREE y HREE tienen correlaciones negativas moderadas a bajas (r = -0.6 I a -0.49 para m r e e y r = - 0.55 a -0.41 para H R E E ), indicando una leve disminuciôn con respecto al incremento de SiO .̂ El Eu es el elemento de este grupo que présenta la menor dispersiôn (r = -0.6 I ) . En el CVNH, los HREE muestran muy altas correlaciones positivas entre ellos mismos (r = 0.99 a 0 .8 7 ) y alta a moderada con respecto a los MREE (r = 0.97 a 0.6O). Con el ùnico elemento del grupo de los LREE que los HREE tienen una correlaciôn positiva modéra es con Sm (r = 0.71 a 0 .5 1 ) . Igualmente los HREE muestran una correlaciôn positiva moderada con los elementos del grupo de Ca-Fe-Mg-Ti (r = 0,68 a 0.53). Por el contrario, la correlaciôn de los HREE con la mayoria de los elementos del grupo de los LFSE y el Na^O, es negativa moderada (r = -0.74 a ■ —o.oo). Los MREE muestran muy buenas correlaciones positivas entre si (r = 0 .8 4 a 0.95) y como ya se indicô arriba las correlaciones son buenas a moderadas con los HREE. Con respecto a otros elementos, en general, las correlaciones, positivas (grupo de Ca-Fe-Mg) o inversas (grupo de LFSE y Na^O), son moderadas a malas (r = 0,75 a -0.66) . Es importante mencionar que tanto los MREE como los HREE tienen muy altos indices de correlaciôn con el Y (r = 0,97 a 0.82) . Los LREE, como ya se mencionô antes, no presentan buena correlaciôn con la mayoria de los elementos analizados. Unicamente se obtiene indices de correlaciôn positiva alta a moderada (r = 0.97 a 0 .5 8 ) entre ellos. El Nd es el que mas altos indices de correlaciôn tiene, mientras que el Sm se ubica en el extremo opuesto. Puntualmente, hay correlaciones moderadas con otros 218 ________________________________________________________________________________ Geoquimica elementos como Na^O, Ba, Sc, P̂ Ô , Y y algunos de los MREE o HREE, como por ejemplo el Sm que correlaciona muy bien con el Gd (r = 0 .8 8 ) . 6.4 VARIACIONES GEOQUIMICAS DESDE EL ESTADIO PRE-HUILA AL HUILA RECIENTE Uno de los aspectos mas importante de todo este estudio sobre la composiciôn geoquimica de las muestras analizadas, y las variaciones de la misma, es lograr determinar las pautas de la evoluciôn geoquimica a lo largo del tiempo y en cada sector del edificio volcânico (Figura 1 1 1 ). En general, las rocas del Estadio Pre-Huila junto a las del Estadio Huila Antiguo de los sectores Central y Sur, son principalmente andesitas daciticas, de contenido medio en K^O, y en cuanto a sus caracteristicas y variaciones geoquimicas ocupan una posiciôn intermedia en la mayoria de los grâficos analizados, con respecto a las demâs unidades. Es importante senalar que hacia la base del Estadio Huila Antiguo, tanto en sector Central y como en sector Sur, aparecen andesitas (55). Las rocas del Estadio Huila Antiguo, en el sector Norte, son principalmente dacitas de medio a alto contenido de K^O. Asi mismo el Estadio Huila Reciente, en los picos Norte y Central, en parte estâ conformado por dacitas y en igual proporciôn por andesitas daciticas, ambas de contenido medio a alto de K^O. En sentido amplio y en conjunto estas unidades corresponden a los términos mâs âcidos o de mayor grado de diferenciaciôn, reflejado por ejemplo en un contenido mayor de âlcalis totales y un porcentaje de FeO* menor. La naturaleza geoquimica de las rocas del Estadio Huila Reciente del Pico Sur, es en apariencia anômala con respecto a sus équivalentes en los Picos Norte y Central, esto podria deberse a imprecisiôn en la ubicaciôn de algunas muestras en la secuencia estratigrâfica o al grado de alteraciôn de las mismas. Estas rocas, junto a las del Domo Morro Negro, son esencialmente andesitas (jj) con contenido de K^O medio, y corresponden en conjunto las rocas mâs bâsicas halladas hasta el momento en el CVNH. En el sector de La Laguna, la variaciôn geoquimica siguiendo un orden estratigrâfico es évidente. Desde unas andesitas (55) de contenido medio en K^O, en la Unidad Inferior, se pasa a andesitas daciticas con contenido de K^O medio, en la Unidad Intermedia y finalmente a la Unidad Superior formada por dacitas de medio a alto contenido de K^O. De tal forma que por ejemplo, el aumento progresivo de âlcalis totales y de la relaciôn FeO*/MgO, con el aumento de la diferenciaciôn, es muy notorio en estas unidades. 219 Capîtulo 6 '5 X A CL O3O) < m 3 X Bc(D ü0) ÛC _ÇD 3 X sc Q) O ■co cac 3 CDCD O rsi •ô? ®o E S II g. iS C3I sCJ es> Q. g es X z > u ’ôï I ; § <2 l i a-(U "O -Q O n— (/] -g s i - s % i> a i # ; 1 1 a> o ̂ ’o CL(U & i s o 220 ________________________________________________________________________________Geoquimica 6.5 COMPORTAMIENTO GEOQUIMICO DE LOS ELEMENTOS TRAZA Los elementos traza son una herramienta fundamental en el estudio petrologico de rocas igneas, puesto que proporcionan informacion sobre la fuente y evoluciôn de los magmas. Es importante por lo tanto establecer inicialmente cuales son las caracteristicas y variaciones en el comportamiento de los elementos traza, que resultan ser los mas adecuados indicadores petrogéneticos, entre las rocas igneas, que conforman una serie. 6.5.1 ELEM ENTOS DE TIERRAS RARAS (REE) Los REE son fuertemente incompatibles, por lo que tienden a concentrarse en la fase fundida que se genera en los procesos de fusion parcial, o durante la cristalizacion fraccionada de un magma. Ademas, resultan ser muy utiles por el hecho de comportarse generalmente como elementos insolubles, en fluidos acuosos, e inmoviles ante los procesos secundarios que pueden afectar a una roca despues de su cristalizacion, com o la alteracion hidrotermal o meteorica y el metamorfismo de bajo grado. En general los patrones de REE de las rocas del CVNH analizadas, y normalizadas segun el condrito de Nakamura (1984), presentan pautas paralelas entre si (Figuras 112a), caracterizadas por un marcado enriquecimiento relativo de LREE respecto a HREE y ausencia de anomalias destacadas. Solamente en très rocas se dan anomalias positivas de Eu muy pequenas, siendo casi imperceptibles (Eu/EU* = 1 ,1 -1 ,3 ) . Ninguna de las tres muestras presentan una composiciôn mineralôgica particular, que pudiera estar relacionado con la T od as la s u n id a d e s L a C e P r N d S m E u G d T b D y H o E r T m Y b Lu 100 10 S e c to r d e La L agu n a L a C e P r N d S m E u G d T b D y H o E r T m Y b Lu Figura 112. Diagramas de los REE norrnaiizados segun el condrito de Nakamura (1974) de las lavas del CVNH: a) patrones de las muestras analizadas en cada unidad y b) muestras de las tres unidades del sector La Laguna, como représentantes de la variaciôn estratigrâfica. 221 Capîtulo 6_________________________________________________________________________________ pequena anomalia en Eu, pues los contenidos modales de plagioclasa se encuentran dentro del rango del valor promedio y el valor mâximo, como tantas otras muestras analizadas Los patrones de REE muestran, ademâs, una abrupta pendiente en el rango de LREE, con valores normalizados altos (La: 61 a 96 y relaciôn La/Sm entre 2,1 y 3,8), descendiendo gradualmente hacia MREE (Sm: 16 a 29 y relaciôn Sm/Dy entre 1,0 y 1,6), hasta cambiar a partir de Dy a una pendiente mâs suave (Dy: 5 a 9; Lu: 4 a 8 y relaciôn Dy/Lu entre 1,0 y 1,6 ). Hay pequenas inflexiones de la pendiente en Ce, Pr, Eu-Gd-Tb y Ho que no corresponden propiamente a anomalias. Unicamente en el caso del Tm podria hablarse de una pequena anomalia positiva (Tm/Tm* promedio = 1,1) présenté en todas las muestras. Hay sôlo tres muestras que se alejan de este patrôn tipico, conservando cierto grado de paralelismo, y distanciândose muy ligeramente, ya sea por un menor empobrecimiento en HREE (51: andesita dacitica de Q us) o menor enriquecimiento en LREE y pequenas anomalias positivas de Eu (125d: dacita de Q 2rc y 227: andesita ss de Qirs). En la Tabla 11 se han recogido los promedios de las relaciones que se consideran mâs representativas del fraccionamiento relativo entre las REE, para los tres tipos litolôgicos (andesita 55, andesita dacitica y dacita), los tres estadios definidos (Pre-Huila, Huila Antiguo y Huila Reciente) y las tres unidades del sector de La Laguna, ademâs del promedio general. Tabla 11. Relaciones de REE entre concentraciones normalizadas que indican el grado de fraccionamiento. Estos valores han sido calculados para las lavas del CVNH en general (minimo, mâximo y promedio), y por separado (sôlo promedios) para cada uno de los tipos litolôgicos (And: andesita ss. And. dac.: andesita dacitica y Dac: dacita), los diferentes estadios (Pre-H: Estadio Pre-Huila, H.A: Estadio Huila Antiguo y H.R.: Estadio Huila Reciente) y para las tres unidades del sector de La Laguna (L.i.: Unidad Inferior, L.I.: Unidad Intermedia y L.S.: Unidad Superior). General And. And. dac. Dac. Pre-H. H. A. H. R. L.i. L. 1. LS. (La/Lu )n 6,0-23,6/13,6 10,7 13,0 15,3 13,5 11.9 13,8 102 12,4 19,8 (La/Dy)N 5,5-17,1 /10.5 8,4 10,0 12,6 10,4 9,7 10,6 8,2 9,7 15,4 (La/Sm)N 2,7-5,0/3,7 3,3 3,7 4,2 3,8 3,6 3,7 3,4 3,8 4,7 (Sm/Dy)N 2,1 -3,8/2,8 2,6 2,7 3,0 2,8 2,7 2,9 2,4 2,6 3,3 (Dy/Lu)N 1,0-1,6/1,3 1,3 1,3 1,2 1,3 1.2 1,3 1.2 1.3 1,3 En las figuras Figura 112c a 112f se ve claramente que las andesitas ss presentan menor enriquecimiento en LREE (La^ promedio = 69) que las dacitas (La^ promedio = 80). En cambio, los valores de enriquecimiento de MREE son bastante similares (Sm^ promedio en andesita = 21; Sm^ promedio en dacita = 19), mientras en los HREE se invierte la relaciôn 222 ________________________________________________________________________________ Geoquimica (Dy^ promedio en andesita = 8; Dy^ promedio en dacita = 6). Las andesitas daciticas se encuentran en una posiciôn intermedia (Figura 112d). 10 A n d e s ita s S m E u G d T b D y H o E r T m Y b LuL a C e P r N d 100 A n d e s ita s d a c it ic a s L a C e P r Nd S m E u G d T b D y H o E r T m Y b Lu 10 D a c ita s T T T T 1--- 1T T L a C e P r N d S m E u G d T b D y H o E r T m Y b Lu 100 10 P r o m e d io s - T ip os L ito lôg icos S m E u G d T b D y H o E r T m Y b LuL a C e P r N d Figura 112 (con tin u aciôn ). Diagramas de los REE normalizados segun el condrito de Nakamura (1974) de las muestras del CVNH: c) andesitas ss, d) andesitas daciticas, e) dacitas y f) promedio de cada uno de estos tres tipos litolôgicos. Los espectros de REE en los distintos sectores y estadios (Figuras 112g a 112j), reflejan, en gran medida, la abundancia relativa de los tipos andesiticos o daciticos. Asi, en general el Estadio Pre-Huila, en los tres sectores présenta un mayor enriquecimiento en LREE y MREE (Figuras 112i y 112J) mientras que en los HREE pasa a ocupar una posiciôn intermedia entre los estadios Huila Antiguo y Reciente. Las unidades del Estadio Huila Antiguo, en los sectores Norte y Central, siguen una pauta similar a las dacitas, en general, mostrando un mayor enriquecimiento en LREE y menor en MREE y HREE (Figura 112h). Pero en el 223 Capîtulo 6_________________________________________________________________________________ sector Sur, el enriquecimiento en HREE tiende a ser mayor, mientras que en LREE se abarca casi todo el rango de fraccionamiento general. Para las unidades del Estadio Huila Reciente, el patron de REE, es muy parecido al de Huila Antiguo, es decir un enriquecimiento menor en HREE y mayor en LREE, en las muestras de los sectores Norte y Central, mientras en el sector sur el enriquecimiento en HREE es mayor. Huila R e c ie n te 1 I I I 1 1 T I I I I I I I I L a C e P r N d S m E u G d T b D y H o E r T m Y b Lu 100 » Sur Huila A ntiguo Pre-H uila L a C e P r N d S m E u G d T b D y H o E r T m Y b Lu 100 I Hgis Antiguo P r o m ed io s - E sta d io s S m E u G d T b D y H o E r T m Y b LuL a C e P r N d Figura 112 (continuaciôn). Diagramas de los REE normalizados segiin el condrito de Nakamura (1974) de las muestras del CVNH: g) Huila Reciente, h) Huila Antiguo, i) Pre-Huila y j) promedios de cada estadios. Lo mismo sucede, de forma aun mâs évidente, en el caso de las rocas del sector de La Laguna (Figura 111b). Las andesitas de la Unidad Inferior, tienen un enriquecimiento menor en LREE y mayor en MREE y sobre todo en HREE. Las dacitas de la Unidad Superior, por el contrario, se caracterizan por un enriquecimiento mayor en LREE respecto a HREE. 224 ____________________________________________________________________________ Geoquimica La proy ecciôn conj unta de los valores promedio para cada uno de los tres estadios (Figura 112j ), permite ver que las rocas siguen pautas médias muy similares, con menor enriquecimiento de todos los REE en las rocas del Estadio Huila Reciente. Las pautas de los REE del CVNH, en general, son tipicas de andesitas orogénicas, de la serie calcoalcalina de contenido medio a alto de K. propias de margen continental activa. Especialmente, son distintivos, el marcado fraccionamiento del patron de REE y la ausencia de pronunciadas anomalias negativas de Eu (Bailey, 1981 y Gill, 1982). También la inflexion negativa en Ce, la pendiente concava hacia arriba en Dy a Er suelen ocurrir en este tipo de rocas. Algunas particularidades surgen al comparar en un diagrama como el de la Figura 113. Asi la 100 —1 10 — La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Figura 113. Patrones comparados de REE normalizados al condrito de Nakamura (1974) de andesita ss promedio de CVNH, andesita promedio de 12 centros volcânicos de Ecuador (datos tomados de Bryant et. al., 2006) y andesita “tipo Andino” (Bailey, 1982 - valores de la mediana que représenta la andesita tipica de los Andes Centrales, Peru y Norte de Chile). Las delgadas lineas punteadas corresponden al rango de variaciôn para las lavas del CVNH. 225 Capîtulo 6_________________________________________________________________________________ andesita ss promedio del CVNH, présenta un enriquecimiento menor en REE, principalmente en LREE, con respecto a la mediana de varias andesitas “tipo andino” (es decir tipicas de Peru y Norte de Chile o Zona Volcânica Central de los Andes), que para Bailey (1981) caracterizan a un ambiente de margen continental gruesa. Por el contrario, el promedio de las 32 muestras de andesitas, provenientes de 12 centros volcânicos de Ecuador, como representaciôn de la Zona Volcânica del Norte de los Andes (datos tomados de Bryant et. a l, 2006) tienen un enriquecimiento notoriamente menor en LREE y MREE. La diferencia en el enriquecimiento de HREE entre los volcanes de Ecuador y el CVNH es menor. Al contrastar con respecto al rango completo de muestras del CVNH analizadas, desde andesitas ss a dacitas, se ve que algunas rocas siguen patrones mâs cercanos a los de la ZVC andina, mientras que otras, especialmente las dacitas, tienden hacia una tendencia similar a las rocas de volcanes ecuatorianos. 6.5.2 DIAGRAMAS M ULTI-ELEM ENTALES Estos diagramas permiten la comparaciôn no sôlo entre REE, sino también entre las concentraciones de otros elementos traza, normalizândolas respecto a una composiciôn primitiva. Ademâs de proporcionar informaciôn sobre el grado de empobrecimiento o enriquecimiento relativo de dichos elementos, ayudan a conocer la posible roca fuente a partir de la cual fueron generados los magmas que dieron origen a las rocas igneas analizadas. En la elaboraciôn de estos diagramas para las rocas del CVNH (Figuras 114a a 114j) se ha utilizado para normalizar el manto primitive calculado por Sun & McDonough (1989). El orden de distribuciôn de los elementos traza en el diagrama conserva, en parte. Zr-Hf S ec to r d e La L agu n aT od as la s u n id a d e s Cs Rb Ba Th U K Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd P Sm Zr Hf Eu Gd Ti Dy Tb Y Er Tm Yb Lu Cs Rb Ba Th U K Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd P Sm Zr Hf Eu Gd Ti Dy Tb Y Er Tm Yb Lu Figura 114. Diagramas de los elementos traza incompatibles normalizados segùn el manto primitivo de Sun & McDonough (1989) de las lavas del CVNH: a) patrones de las muestras analizadas en cada unidad y b) muestras de las tres unidades del sector La Laguna, como représentantes de la variaciôn estratigrâfica. 226 Geoquimica las consideraciones establecidas originalmente por Pearce (1983), de tal forma que las concentraciones de elementos traza normalizadas son colocadas, en el eje de las abscisas, en orden creciente de incompatibilidad de derecha (Lu) a izquierda (Cs) y separados al m ism o tiempo segun su movilidad en una fase fluida acuosa, que aumenta de izquierda (Rb - Ba) a derecha (Th - Yb). En general, los diagramas de elementos traza incompatibles en las rocas del CVNH tienen patrones muy irregulares, con varios picos y depresiones bastante pronunciados pero en conjunto muestran una tendencia decreciente desde los LITE, mas m oviles (Cs - Rb - Ba), hasta los HFSE, mâs inm oviles (Y - Yb - Lu). Pocas muestras se desvian ligeramente del patron general o lo “dilatan” levemente, es decir tienen valores de enriquecimiento que amplfan el rango general, pero son muestras que estân por debajo o muy cerca del limite de detecciôn, concretamente en Cs y Pb. Estos patrones muestran pautas paralelas entre si. Las variaciones mâs notorias se presentan en el rango de los LILE, HFSE y LREE, con enriquecimientos mayores de 10 respecto al manto primitivo. Por el contrario en el grupo de los elementos menos incompatibles MREE, HREE, Y y Ti, el enriquecimiento muestra una tendencia decreciente, entre 10 y 1. Se pueden définir tres rangos de variaciôn en el patrôn de elementos traza, incompatibles para el CVNH: Grupo de elementos mâs incompatibles, incluye elem entos del grupo LILE (Cs, Rb, Ba, K) junto a Th y U: con un enriquecimiento mayor de 40 respecto al manto primitivo: En conjunto, corresponde a los enriquecimientos mayores, pero no se dan, entre estos elementos, anomalias positivas o negativas significativas. Sôlo algunos picos menores en Ba y U, y una pequena depresiôn en Th. Grupo de elementos intermedios, abarca tanto a los HFSE como a los LREE (Nb, Ta, La, Ce, Pb, Pr, Sr, Nd, P, Sm, Zr, Hf): con enriquecimiento general menor de 40 y mayor de 10. Aunque, los enriquecimientos son intermedios, es en este conjunto donde se dan las principales anomalias, tanto negativas como positivas. La anomalia negativa mâs importante estâ en Nb-Ta (Nb/Nb* < 0,3). El Pb présenta una pronunciada anomalia positiva (Pb/Pb* entre 1,6 y 18,1). Depresiones menores se dan en Ce, Pr y Sm, y una pequena anomalia positiva en Zr-Hf (Zr/Zr* entre 1,2 - 2,5), Sr y La. Grupo de elementos menos incompatibles, comprende a los HREE (Dy, Tb, Er, Tm, Yb), junto a Eu, Gd, Ti e Y: con una tendencia decreciente en el enriquecimiento (<10) respecto al manto primitivo. Sôlo sobresale una pequena anomalia positiva en Tb (Tb/Tb* entre 1,2 - 1,5) y una depresiôn menor en Ti-Dy. (Ti/Ti* entre 0,4 - 0,7). 227 Capîtulo 6_________________________________________________________________________________ El grado de enriquecimiento para los elementos mâs incompatibles (hasta Hf) es mayor en las dacitas que en las andesitas (Figuras 114c a 114f). En P, Sm, Nb, Pr, Sr y Nd, la diferencia comparativa entre dacitas y andesitas no es clara o se da de forma inversa. Para el grupo de los elementos menos incompatibles, invariablemente, todas las rocas estân poco enriquecidas, si bien las andesitas présenta un enriquecimiento ligeramente mayor que las dacitas. 100 10 A n d e s ita s A n d e s ita s d a c it ic a s Cs Rb Ba Th u K Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd P Sm Zr Hf Eu Gd Ti Dy Tb Y Er Tm Yb Lu Cs Rb Ba Th U K Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd P Sm Zr Hf Eu Gd Tl Dy Tb Y Er Tm Yb Lu P r o m e d io s - T ip os L ito lôg icosD a cita s Cs Rb Ba Th U K Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd P Sm Zr Hf Eu Gd Ti Dy Tb Y Er Tm Yb Lu Cs Rb Ba Th U K Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd P Sm Zr Hf Eu Gd Tl Dy Tb Y Er Tm Yb Lu Figura 114 (continuaciôn). Diagramas de los elementos traza incompatibles normalizados segiîn el manto primitivo de Sun & McDonough (1989) de las lavas del CVNH: c) andesitas ss, d) andesitas daciticas, e) dacitas y f) promedio de cada uno de estos tres tipos litolôgicos. La determinaciôn de las variaciones en el espectro de elementos incompatibles, normalizados al manto primitivo, en funciôn de la edad relativa de las unidades del CVNH (Figuras 114g a 114j), es menos clara y depende en gran medida de los tipos litolôgicos (andesita ss a dacita) que dominen en cada unidad o sector. Entre las pocas muestras pertenecientes al Estadio Pre- 228 Geoquimica Huila no es fâcii establecer una pauta de comportamiento distintiva. En ocasiones coincide con Estadio Huila Antiguo o con Huila Reciente, principalmente en el sector Sur. Pero para algunos elementos a veces pasa a ocupar una posiciôn intermedia entre Huila Antiguo y Reciente. En los sectores Norte y Central es frecuente que el patrôn de los diagramas de multielementos coincida para los Estadios Huila Antiguo y Reciente, con un enriquecimiento mayor en LILE y menor en HREE. Teniendo en cuenta que en estas unidades, al igual que la Unidad Superior del sector de La Laguna, son prédominantes las dacitas o las andesitas daciticas, no résulta extrano este comportamiento. En general, la variaciôn de los HFSE suele ser mâs irregular. Huila R e c ie n te Huila A ntiguo A Central * Sur I r r I I I I I I I i l I I I I I I I I i I I I I II I Cs Rb Ba Th u K Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd P Sm Zr Hf Eu Gd Ti Dy Tb Y Er Tm Yb Lu Cs Rb Ba Th U K Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd P Sm Zr Hf Eu Gd Tl Dy Tb Y Er Tm Yb Lu 1000 100 10 Pre-H u ila Cs Rb Ba Th u K Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd P Sm Zr Hf Eu Gd Ti Dy Tb Y Er Tm Yb Lu P r o m e d io s - E s ta d io s Figura 114 (continuaciôn). Diagramas de los elementos traza incompatibles normalizados segtin el manto primitivo de Sun & McDonough (1989) de las lavas del CVNH: g) Huila Reciente, h) Huila Antiguo, i) Pre- Huila y j) promedios de cada estadios. 2 29 Capüulo 6_________________________________________________________________________________ En resumen, las principales caracteristicas en el comportamiento de los elementos trazas en las rocas del CVNH, y que permitirân establecer comparaciones con otros tipos de rocas com o puede verse en las Figuras 115, 116 y 117 son: • Mayores enriquecimientos en elementos del grupo de LILE + Th-U • Menores enriquecimientos en HREE e Y • Prominente anomalia negativa de Nb-Ta • Marcada anomalia positiva de Pb • Picos o anomalias positivas menores en La, Sr, Zr-Hf, Tb • Depresiones o anomalias negativas menores en Ti-Dy, Th, Sm En la Figura 115a, el patrôn de los diagramas de multi-elementos del CVNH es claramente diferente a los de N-MORB (com posiciôn segùn Sun & M cDonough, 1989) y EPR {East Pacific Rise"") mostrando una relaciôn de enriquecimiento relativo, entre elementos mâs incompatibles y menos incompatibles, inversa. Es decir que respecto a estos materiales basâlticos oceânicos el CVNH muestra un menor enriquecimiento en H REE-Y Por el contrario, el enriquecimiento en elementos traza mâs incompatibles (desde Eu a Cs) es progresivamente mayor en CVNH. Es notable como la anomalia negativa de Sr en la curva de Av. EPR {Average EPR) se contrapone a un pronunciado pico en CVNH. Prâcticamente ninguna de las anomalias principales o picos/depresiones menores, arriba enumeradas, se ven reflejadas en los patrones representativos de MORB, excepto por pequenos picos en Tb, Zr-Hf y U, o depresiones menores en Ti y Th. Con respecto al patrôn de una corteza continental inferior promedio (calculada y recomendada por Rudnick & Gao, 2003), el patrôn del CVNH présenta pautas similares. En ambos patrones, tanto las principales anomalias (Alb, Pb y Sr) com o algunas anomalias menores (Ba, Ti, y Tb) coinciden en mayor o menor magnitud. La principal discrepancia se refleja en un menor enriquecimiento de elem entos mâs incompatibles, en aproximadamente un orden de magnitud, para dicha corteza continental inferior, como se ve en el lado izquierdo de la Figura 115b. Ademâs de la anomalia negativa en U que no estâ présente en CVNH. Asi mismo son ligeramente inferiores el enriquecimiento en LREE, Zr-Hf y en P, que présenta en esta corteza una anomalia negativa que no se da en CVNH. El mayor grado de concordancia, se da al contrastar con el patrôn de una corteza continental superior promedio (calculada y recomendada por Rudnick & Gao, 2003). Tanto en esta 1 EPR ha sido representado en los diagramas por N. EPR N -M ORB (anâlisis representativo de! MORB en northern EPR, tornado de Klein, 2003) y por/tu EPR (valor promedio de MORB en EPR, 23°S - 23°N, en PETDB-COMPOSITE-FILE, tomado de http://www.geokem.com/earths_average_composition.html). 230 http://www.geokem.com/earths_average_composition.html Geoquimica 15 GO — o CO CD — O CD (£. — ô T I I I I I r T T TT 8 OAlilLUUd 01UB|/\j /BJ}S9niA| œ LU — F o N — co o o T T T T T T T T T T T T T -5 Si i u 00 ai. O S c 8 1iCJ Ic 3 Cl. i c a o «s g j | s i l l - « i o § QCJ 3cïi 2 -ë Ë| î l î3 rn Ui i l l Il Od JC ill (U ̂ 5 I I•=âl E S W UJ .o i sCL O ^ (N < c c^ -S .Ç 111 j= o c i l i l l Ml (U 8 OAiijLUüd o)UB|/\| /BJisan|/\| f i l = 53 Ii co W CJ l i t l l îc 00 5 co 0 ^ OJ III 231 Capîtulo 6_________________________________________________________________________________ corteza como en el CVNH se da una mayor relaciôn entre enriquecimientos en elem entos mâs incompatibles y menos incompatibles (Figura 115b). Se reconocen idénticas anomalias de Nb-Ta, Pb, Zr-Hf, Ti, Th-U y Tb. Las diferencias mâs notorias se dan en los contenidos de Cs, Ba, Sr y P, en estos dos ultimos, se tiene incluso disposiciones inversas, asi en el CVNH una anomalia positiva en Sr se contrapone a una anomalia negativa en la corteza continental superior, en la cual ademâs se présenta una anomalia negativa en P que no tiene el CVNH. Puede decirse entonces que el CVNH présenta algunos de los tipicos rasgos corticales: • un alto enriquecimiento en elem entos incompatibles, por encima de 2 veces (para HREE-Y y Ti) hasta 100 veces mâs (para los mâs incompatibles) que los valores en material mantélico. • marcada anomalia negativa en Nb, rasgo que ademâs résulta omniprésente en magmas de margen convergente. • notoria anomalia positiva en Pb • anomalias menores en Ti y H f La concordancia con las pautas de una andesita primitiva de arco continental promedio (Kelemen et. a l , 2003) se hace évidente, en la Figura 116, tanto en la tendencia general com o en la posiciôn y magnitud de las anomalias y picos/depresiones principales, excepto por el menor enriquecimiento en los elem entos mâs m ôviles Cs-Rb. Las diferencias son un poco mâs notorias con respecto a un basalte primitivo tipo andino promedio (Kelemen et. a l , 2003), principalmente por su enriquecimiento menor en LILE. Pero en general el patrôn de este se ajusta bastante bien al rango de variaciôn de los patrones de diagramas de multi­ elementos del CVNH. La andesita tipica de margen continental gruesa que Bailey (1981) denomina de “tipo andino", y que représenta al volcanismo andesitico del Norte de Chile y Peru, se correlaciona bastante bien con el de CVNH. En detalle se logra apreciar algunas diferencias significativas, en especial una anomalia negativa en P que no se da en CVNH, asi como anomalias en Y, Ti mâs pronunciadas y menor enriquecimiento en Ba-Th-U. La andesita promedio y la dacita promedio^ de 12 centros volcânicos del Ecuador, (Figura 117a), sigue un patrôn casi idéntico al del CVNH, aunque el enriquecimiento en elementos traza incompatibles, en general, tiende a ser menor en las rocas volcânicas del Ecuador, principalmente en cuanto a concentraciones de LILE se refiere. Como para varios de estos centros volcânicos del Ecuador ha sido establecida una tendencia adakitica se ha representado una adakita tipica, en este caso la presentada por Drummond et. al. ( 1996), como el promedio de 140 adakitas cenozoicas. El patrôn de esta se ajusta casi perfectamente al 2 Tanto la andesita promedio como la dacita promedio de 12 centros volcânicos del Ecuador fueron calculadas a partir de los datos tomados del trabajo de Bryant et. a l (2006). 232 Geoquimica 1000 -n 100 — 10 — Cs Rb Ba Th U K Nb Ta La Ce Pb Pr Sr Nd P Sm Zr Hf Eu Gd Ti Dy Tb Y Er Tm Yb Lu Figura 116. Lavas del CVNH (rango de variaciôn delirnitado por lineas punteadas) comparadas con patrones promedio de Basalto primitivo (Mg# > 60) de arco continental, tipo andino (Kelemen et. al., 2003) y Andesita primitiva (Mg# > 60) de arco continental (Kelemen et. al., 2003), y Andesita “tipo andino” (valor de la mediana calculado por Bailey, 1982). Normalizadas segùn el manto primitivo de Sun & McDonough, 1989. rango de variaciôn del CVNH. Son pocas las diferencias destacables: un enriquecimiento inferior en los elem entos mâs incompatibles (grupo LILE y Th-U), anomalia negativa en Nb- Ta menos pronunciada y enriquecimiento ligeramente menor en HREE-Y, para la adakita (Figura 117a y 117b). En las Figuras 118a y 118b se comparan las rocas del CVNH y la andesita promedio (Figura 118a) y la dacita promedio (Figura 118b) de dos de los centros volcânicos colom bianos mâs estudiados: Complejo Volcânico Caleras (CVG)^, del sector volcânico sur de Colombia y 3 La andesita promedio y la dacita promedio del CVG fueron calculadas a partir de los datos tomados de la tesis de Calvache (1995). 233 Capîtulo 6 & I S! il—I c m 8 OAjijLuud olueiAi /ejjsani/\j T—r T TT T >- >- Q S p i l •s § 1 1!î a . C3 > (U - o I (Q 3 U O c«W ~0 i l l OAiJiaïud 0}UB|/M /BJisaniAi o M o 2a. 1 o > 2 S a>T3 'E O oo o3 E m i_o. o Xc E û ê > "5)3 o Ecq O E .3 12 D O 2 3-o û Û 3U 2 § E c o '"3 E E E 3 o 3 "03 C/0 t $ (UXI o. 3 (UX U C> E o> ' q ;0 No O 3T3 ' e C 3 CQ 3 S i a . O. C F 1 2 3 d m D. E -g CQ CM O 13o c & 1 1-o (U 2z 2 on c w «sD- 1 ■3 3 a . E 3 (/) o S N • 0>■2"E ç X O C 3 b Xt— >u z m gz 3 cd 3 U m 1 13 Jo Xr - ou 0: — §o X c/ 2 2 .3 E o C 3 12 1 g .S? 3T3 o 3 bü 3 > a . el Volcan Nevado del Ruiz (VNRV, del sector volcânico norte. Las diferencias son minimas y se dan en forma de anomalias o picos/depresiones mâs o menos pronunciadas. 4 La andesita promedio y la dacita promedio del VNR fueron calculadas a partir de los datos tomados del trabajo de Vatin-Perignon et. al. (1990). 234 Geoquimica CD O I S T3 N (/) 9), muy allas relaciones Sr/Y (p.e. > 50) y bajas concentraciones de Y y HREE (p.e. Y< 20 ppm, Yb < 2 ppm), formadas a partir de fundidos de basalto subducido y metamorfizado a facies eclogita (Kelemen et. a l , 2003). Las rocas del CVNH presentan, en general, casi todos aquellos rasgos que ban sido senalados como caracteristicas tipicas de rocas adakiticas, halladas en otras regiones del mundo, especialmente con las de la Zona Volcânica Norte (ZVN) de los Andes, en concrete en algunos de los volcanes del Ecuador. Este tipo de rocas, que suelen ser de composiciôn intermedia (SiO^ > 56%), presentan en cuanto a elementos mayores, comportamiento similar a las rocas de serie calcoalcalina normal (p.e. Al^O ̂> 15%, rara vez mas bajo y MgO < 3%, rara vez > 6%). Los principales rasgos distintivos de las rocas adakiticas se definen con respecte al contenido y variaciones de los elementos trazas (Tabla 12), concretamente: bajos contenidos de Y y HREE (Y < 18 ppm e Yb < 1,9 ppm) y allas concentraciones de Sr (rara vez < 400 ppm), y enriquecimiento en LIEE y LREE. Como puede verse en la Tabla 12, las lavas del CVNH tienen, efectivamente, bajos contenidos de Y (10 a 19 ppm) e Yb (0,9 a 1,8 ppm), altos contenidos en Sr (560 a 944 ppm) y allas relaciones Sr/Y (30 a 80) y La/Yb (13 a32X Las muestras del CVNH ban sido proyectadas en diagramas como los que suelen ser utilizados para determinar si una serie de rocas volcânicas, pertenece total o parcialmente al campo de serie calcoalcalina “normal” o “tipica” o al campo de las adakitas, (Figuras 119a a 119d). Ademâs, con el fin de establecer comparaciones con algunas de las rocas que se ban utilizado en grâficos anteriores (i.e. représentantes promedio de andesita y basalto “tipo andino” y andesitas y dacitas promedio del Ecuador, del CVG y de VNR) se ban proyectado en diagramas similares (Figuras 120a a 120d) las composiciones promedio de la andesita 55 , andesita dacitica y dacita del CVNH, junto a la adakita cenozoica tipica de Drummond et. a/. (1996). En el diagrama Y vs Sr/Y, la mayoria de las lavas del CVNH quedan dentro del campo de adakitas, con valores de Y entre 10 y 20 ppm, y relaciones de Sr/Y entre 30 y 80 (Figura 119a). Muy pocas muestras, principalmente de la Unidad Inferior del sector de La Laguna y algunas de 236 ________________________________________________________________________________ Geoquimica Tabla 12. Caracteristicas geoquimicas tipicas de rocas adakiticas, definidas por diversos autores, en diferentes sitios, principalmente en la ZVN de los Andes. ADK- 53 Adakitas^ Adakitas^ Adakitas* 4 5 6 Lavas de! Huila Si02(%) 55,5 >56 2 56 63,89 57,6 - 68,6 > 56 >55,7 58,0- 65,4 Al203(%) 15,5 >15 215 17,40 15,3-18,0 16-17 > 16 15,3-17,5 Na20(%) 3,22 3.5- 7,5 3,5 - 7,5 4,40 3,6 - 4,6 3,6-4,4 3,2-4,7 3,8-4,8 K20/Na20 0,46 <0,5 <0,5 0,35 0,3-0,7 < 0.4 0,87-2,99 0,4-0,7 Sr (ppm) 1783 > 400-600 >300 869 441 - 675 >550 386-1245 560 - 944 Y (ppm) <18 < 15 9,5 7,0-19,0 10,4-13,0 8,87 - 23,2 10-19(26) Yb (ppm) 0,95 < 1.9 < 1.9 0,91 0,4-1,5 0,77-1,04 < 1,6 0,9-1,8 (2,1) Sr/Y - >40 > 2 0 91,47 24-79 50-72 22-70 (23) 30 - 80 LaA'b 30,32 > 2 0 > 2 0 19,28 10-57 21 -39 > 4,3 - 38,8 (9)13-32 ®̂Sr/“ Sr 0,70285±9 < 0,7045 <0,704 < 0,7045 0,7043 - 0,7045 < 0,7045 < 0,7045 0,7041 - 0,7042 '^^Nd/'^Nd >0,5129 >0,5129 - 0,5126-0,5128 >0,5126 >0,5127 0,5127-0,5128 MgO(%) 5,58 <3 <3 2,47 <4,54 <5% 2,00 - 6,40 2,0-4,8 Anomalia Eu 1,1 No hay No hay No hay No hay No hay No hay No hay K20(%) 1,47 <2 <2 1,52 1,57-2,67 1,5-2,8 0,94 - 2,99 1,44-2,91 Rb 16,4 - - 30 35,5 - 75,0 47-98 13,5-96,6 27-82 Ni 150 20-40 20-40 39 6,0-51,0 > 20 s 93 15-80* Cr - 30-50 30-50 54 11-158 >30 s 260 22 - 245 Ba/La 16,5 - - 27,63 - - 20-80 30-58 Mg# - <50 = 50 48 - 40-46 - 47-59 ADK-53 = Andesita de Isla Adak, en las Aleutianas - Kay (1978) 1 = Adakitas segün Samaniego et. al. (2002 y 2005), basados en Defant & Drummond (1990), Maury et. al. (1996) y Martin (1999) 2 = Adakitas segün Castillo (2006), basado en Kay (1978), Defant & Drummond (1990), Peacock et. al. (1994) y Rollinson & Martin (2005), 3 = Adakita cenozoica promedio (n = 140) segün Drummond et. al. (1996) 4 = rocas del volcàn Cayambe (Ecuador) - Samaniego et. al. (2002) y Samaniego et. al. (2005) 5 = rocas del volcàn Antisana (Ecuador) - Bourdon et. al. (2002) 6 = andesitas y dacitas de 12 volcanes de Ecuador (ZVN de los Andes) - Bryant et. al. (2006) * Màs del 60% de los valores de Ni (ppm) en las lavas del CVNH estàn por debajo del limite de detecclôn (15 ppm) Huila Antiguo del sector Sur, caen en los campos de serie calcoalcalina normal o de la pequena zona de superposiciôn adakita-calcoalcalina normal. En el grâfico de Al^O ̂vs Yb (Figura 119b), la mayoria de muestras quedan en el campo de las adakitas, por debajo del limite, definido por Yb igual a 1,5 ppm, que las sépara de la serie calcoalcalina propia de la asociaciôn Andesita- Dacita-Riolita (ADR) de arco volcânico con corteza continental de espesor normal (i.e. 30 - 40 km) segün Drummond et. al. (1996). En este diagrama, igualmente, algunas muestras, sobre todo de la Unidad Inferior del sector de La Laguna y de Huila Reciente y Antiguo del sector sur, estân por encima de este limite, en el campo de la serie ADR de arco continental. En el grâfico Yb vs La/Yb (Figura 119c), en el cual Samaniego et. al (2002) colocaron como limite neto para separar adakitas de calcoalcalinas normales a Yb ~ 1,25 ppm, quedan repartidas de tal manera que la mayoria de las lavas de Huila Reciente y Huila Antiguo del sector norte, la Unidad Superior del sector de La Laguna y Dom o Morro Negro, estân en campo de adakitas; mientras que las lavas Pre-Huila, Huila Antiguo y Reciente del sector sur y Unidad Inferior del sector de La Laguna estân en el campo de calcoalcalinas. En el grâfico Yb^ vs La/Yb^ (Figura 119d), esta separaciôn entre muestras con tendencia adakitica y las calcoalcalinas tipicas, ya no es tan neta, pues en dicho grâfico ha sido definida una pequena ârea de solape entre ambos campos. En este grâfico, prâcticamente, las mismas muestras siguen quedando enmarcadas dentro del campo de las adakitas, casi ninguna muestra caen 237 Capitulo 6__________________________________________________________________________________ en el campo de calcoalcalinas tipicas, y el resto en el campo de superposiciôn adakita- calcoalcalina. (ujdd) QA 1 1 - s i i i 8 g g N(qA/ en) § § § (6661 *9861 A EQ. a. V- >- (6661 /(B@6t. uivejv) (eOOZ ' le 19 oOetuBujes) À/JS E Q.3 > O '_o 3 II j ■§ 5 E o C c/5 I; II g > eg S I5 S' i(N &o> 1 Ic/5 Iq= 1 E X3 > >>-0 I I c T3 eg «« O a> -O II _ II 1|I i Î5 S 3 > X) > eg I b I . -— o\ eg 05 eg qA/e-| -o c I 238 ________________________________________________________________________________ Geoquimica Las diferencias entre estos diagramas, en parte, se deben a que los diversos autores ban trazado la separaciôn entre adakitas y rocas no adakiticas con base en contenidos de Yb diferentes (Yb = 1,5 ppm de Arth, 1979; Yb = 1,32 y 1,76 ppm équivalentes a Yb^ = 6 y 8, de Martin, 1986 y Martin, 1999 e Yb ~ 1,25 de Samaniego et. a l , 2002). En estos grâficos, en los que originalmente se habian establecido lim ites netos, se perfilan ahora respectivas franjas de superposiciôn entre ambos campos, definidas por concentraciôn de Yb entre 1,25 a 1,76 ppm. En estos grâficos modificados, com o en el grâfico Yb^ vs La/Yb^, las muestras del CVNH quedan distribuidas de tal forma que casi todas se reparten entre el campo adakita tipica (aproximadamente un 50%) y la franja de “solape adakita-calcoalcalina tipica” (aprox. 45%), y sôlo muy pocas muestras (aprox. 5%) quedan clasificadas com o calcoalcalinas ss. Por otro lado, cabe anotar que los contenidos de Cs (entre 1 y 3 ppm) e Y (entre 10 y 16 ppm) que tienen la mayoria de las lavas pertenecientes a Huila Reciente y Antiguo en los sectores norte y central, las colocan dentro de la categoria de adakitas cenozoicas segün criterios presentados por Drummond et. a l (1996). Adicionalmente, es importante senalar que otro aspecto tipico de las rocas adakiticas, desde el punto de vista petrolôgico, y que igualmente parece encontrar representaciôn en el caso del CVNH, es el hecho de que rara vez las rocas adakiticas se encuentran asociadas a basaltos o andesitas basâlticas parentales. En resumen, los diagramas que permiten separar rocas calcoalcalinas normales de las rocas adakiticas, casi invariablemente, muestran que la mayoria de las rocas del CVNH tienen tendencia adakitica. Esto es mâs marcado en las lavas de Huila Reciente de los sectores norte y central; al igual que en las rocas de Huila Antiguo del sector norte, el Dom o Morro Negro y la Unidad Superior del sector de La Laguna. En general, la tendencia adakitica es mâs patente en las lavas mâs recientes, que ademâs suelen tener com posiciones mâs daciticas. En los diagramas de las Figuras 120a a 120d, se han proyectado ademâs de los promedios de andesita ss, andesita dacitica y dacita del CVNH, las andesitas y dacitas promedio tanto del Ecuador como del Complejo Volcânico Caleras (CVG) y el Volcân Nevado del Ruiz (VNR), también han sido representados un “basalto primitivo de arco continental - tipo andino” y una “andesita primitiva de arco continental” (ambas tomadas de Kelemen et. al, 2003), la andesita “tipo andino” de Bailey (1981), com o muestra de una andesita tipica de los Andes Centrales y la tipica adakita cenozoica, de Drummond et. al. (1996). En la mayoria de estos grâficos, se ve casi exclusivamente al “Basalto primitivo de arco continental tipo andino” de Kelemen et. a l (2003) proyectado en el campo de las rocas calcoalcalinas normales. Sôlo en el grâfico de Y vs Sr/Y aparecen también en este campo las rocas del CVG, muy cerca de la zona de solape con campo de adakita. En el campo 239 Capitulo 6 de exclusivamente adakitas, siempre quedan proyectadas tanto las rocas que representan el volcanism o cenozoico del Ecuador (Bryant et. a l , 2006) como la “Dacita promedio” del CVNH, y obviamente la “Adakita cenozoica tipica” de Drummond et. al. (1996). El resto de las rocas quedan proyectadas en un campo o en otro segün el limite de Yb que sea escogido. 2< (ujdd) QA !___ 8 8 S8 >- N(qA/ Bi) o o00 o(O o o EQ. >- Io(L> (9 ‘• 5 c (9 I _C9 (U - a =5 .BPIZ C9 C9 ! ! c/ 2 ' — ' 0 ) C/3TD > S >■ — C9 ^ I C/5 CÜ C3 CJ P J I S ^ - o : 11(U 0Û - a c9 .2 Û "S S' IS = s ■5i> 'O c9 1 | I s qA/ei C9 C UJ ofN N O0) -a> g 3 uD£ 240 ________________________________________________________________________________ Geoquimica Estas comparaciones adquieren importancia, mâs alla de la simple caracterizaciôn de las rocas del CVNH como una primera aproximaciôn, preliminar e indirecta, al entendimiento de los posibles procesos petrogenéticos que las originaron, teniendo en cuenta las similitudes y diferencias que se han podido establecer hasta ahora, con respecto al comportamiento geoquim ico, principalmente entre las lavas del CVNH y las rocas representativas de la ZVN de los Andes (volcanes de Ecuador, CVG y VNR). 241 Quîmica Mineral 7.- QUIMICA MINERAL DETALLES DE LA HISTORIA ERUPTIVA DEL CVNH„ Con el anâlisis de la com posiciôn quimica de las distintas fases minérales, tanto principales como accesorias, présentés en las lavas del CVNH, se pretende caracterizar y efectuar la clasificaciôn précisa de cada una dichas fases y establecer si han experimentado o no posibles variaciones com posicionales a lo largo de la historia o evoluciôn eruptiva del mismo. De las 50 muestras en las que se ha realizado anâlisis quimico de roca total, fueron escogidas 45 representativas de las 13 unidades volcanoestratigrâficas, para efectuar en ellas los anâlisis de elementos mayores en las diferentes fases minérales, definidas mediante anâlisis petrografico previo. Procurando, ademâs, que quedaran bien representados los très tipos litolôgicos definidos (andesitas ss, andesitas daciticas y dacitas). Se procuré cubrir todo el espectro de tamanos de los cri stale s desde fenocristales, hasta microcristales o microlitos. También en los minérales que conformaban algunos de los agregados microcristalinos, las coronas de reacciôn, inclusiones o posibles xenolitos. Buscando siempre los puntos mâs limpios (sin alteraciôn y sin fracturas) de los cristales analizados. Las fases minérales primarias que fueron analizados, mediante la microsonda electrônica EPMA - W DS marca JEOL modelo JXA-8900 M, del Centro de M icroscopia Electrônica Luis Bru de la UCM, son: plagioclasas (232 lecturas), clinopixenos (199), anfiboles (128), ortopiroxenos (85), olivinos (44), micas (12) y ôxidos de Fe-Ti (124). De las seis lecturas que pudieron ser hechas en apatitos, sôlo dos dieron resultados aceptables (suma total > 95%). Se realizaron ademâs unas 45 lecturas en diversos puntos de la matriz de algunas de las muestras analizadas, para tratar de determinar la com posiciôn del vidrio, de las esferulitas, de porciones de la fracciôn criptocristalina o de alguna fase de dificil o dudosa identificaciôn. En total se efectuaron unas 876 lecturas, en las 45 lâminas pulidas y metalizadas con fina pelicula de grafito. En todos los puntos de lectura fueron analizados los siguientes elementos: Si, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, Na, K, Ti, Ni y Cr. Los resultados son expresados en forma de porcentaje en peso de los ôxidos de dicho elementos, siendo FeO el hierro total expresado en estado reducido. Al no disponerse de datos en todas las muestras, fueron descartados los resultados obtenidos de P^Og, BaO, SrO F y Cl en algunas muestras, para los câlculos de las formulas estructurales y términos finales. Igualmente, se descartaron para taies câlculos, todos aquellos resultados cuya suma total de ôxidos fuera inferior a 95% (para silicatos) o inferior a 84% (para ôxidos). 243 Capitulo 7_________________________________________________________________________________ Las condiciones rutinarias de anâlisis, en la microsonda, fueron las siguientes: diferencia de potencial de 15 kV, intensidad de la corriente de electrones de 20 nA, diâmetro aproximado del haz de electrones, incidente, aproximadamente de 150 pm (micras) y un tiempo de medida para cada elemento de 10 segundos en el pico y 5 segundos en cada lado del mismo, como fondo. Correcciôn de intensidades registradas por la microsonda segün matrices tipo ZAF. Los patrones usados fueron: albita, aleaciôn Ni-Cr (H rl60), almandino, apatito, bentonita, estroncianita, kaersutita, microclina y sillimanita. Para cada fase minerai, se présenta a continuaciôn las principales caracteristicas, composiciôn quimica, clasificaciôn especifica usando los correspondientes diagramas y las variaciones de tal composiciôn en funciôn de los que se consideran son los principales parâmetros de comparaciôn: tipo de roca en la que se encuentran (andesita ss a dacita), posiciôn volcanoestratigrâfica de la misma (Pre-Huila a Huila Reciente) y variaciôn en el tamano de los cristales (fenocristales a microcristales). 7.1 PLAGIOCLASAS En las lavas del CVNH, las plagioclasas son la fase minerai mâs abondante, con porcentajes modales hasta del 60% en el total de la roca (aproximadamente 80% recalculado al total de fenocristales), ya sea como fenocristales, microfenocristales, microcristales o microlitos en la matriz (ver capitulo 5). Normalmente se presentan como cristales individuales que alcanzan tamanos hasta de 5 a 6 mm, excepcionalmente 10 mm, principalmente en las unidades mâs recientes (Figuras 121a y b). También aparecen formando pequenos grupos glomerocristalinos, de hasta de 3 o 4 microfenocristales. Suelen ser euhedrales a subhedrales, con contactos cristal/matriz muy netos y bien definidos, pero también se presentan con formas anhedrales, de bordes corroidos y/o redondeados. Se da el caso de encontrar en una misma muestra, cristales de plagioclasas de formas y tamanos muy diversos (Figuras 121c y d). Invariablemente, muestran combinaciones texturales complejas del maclado tipico de las plagioclasas (polisintético y simple) con diversos tipos de zonado, reconocibles incluso en algunos microcristales (Figuras 121e y f). Rara vez muestran clivaje perfecto, por el contrario suelen estar muy fracturadas, principalmente en las muestra tomadas en las brechas volcânicas. Con frecuencia tienen rasgos texturales que pueden ser tomados como evidencia de procesos de desequilibrio o reabsorciôn parcial de algunos cristales, principalmente con bordes parcialmente corroidos y/o redondeados. No suelen aparecer bordes engolfados o cristales con forma esquelética. Otro rasgo tipico es la presencia de numerosas inclusiones vitreas en la mayoria de 244 Quimica Mineral % % Figura 121. Diferentes aspectos texturales de las plagioclasas del CVNH: Fotos a y b, fenocristal euhedral de plagioclasa maclada y zonada (Muestra 107 - unidad Qlan). Fotos c y d, diversas formas y tamanos de las pla­ gioclasas en una misma muestra, desde microlitos a microfenocristales, euhedrales a anhedrales, (Muestra 429 - unidad Q2rc). Fotos e y f, caracteristicas texturales complejas y variadas al combinarse diferentes zonados, maclado e intercrecimiento de cristales de plagioclasa (Muestra 401 - unidad Qlpn). fenocristales y microfenocristales, que aparecen ya sea de forma dispersa o concentrada. Las zonas de concentraciones de estas inclusiones, pueden ocupar por completo la parte central, dentro de los cristales, similar a la textura tamiz (Figura 122a), o pueden estar restringidas a formas anulares concéntricas, siguiendo el contom o de los cristales o el zonado (Figura 122b). En la mayoria de estos cristales, existe un finisimo borde libre de inclusiones (borde limpio) que délimita el cristal y lo sépara de la matriz. Adem âs de las inclusiones de vidrio. 245 Capitulo 7______________________________________________________________________ ___ _______ es usual encontrar inclusiones de ôxidos de Fe-Ti, piroxenos y apatitos, rara vez de anfibol. Com o se ha m encionado, es frecuente encontrar en las lavas del CV NH m icroagregados cristalinos conform ados tipicam ente por la asociaciôn m inerai plagioclasas ± piroxenos ± ôxidos de Fe-Ti. Figura 122. D iferen tes aspectos tex tu ra les de las p lag ioclasas del C V N H : Foto a, m icro fenocris ta l p lag ioclasa con tex tu ra tipo tam iz, p o r alta concen trac iôn de inclusiones v itreas en la parte central del crista l (M uestra 135 - unidad Q 2rs). Foto b, fenocristal de p lag ioclasa con fran ja co n cén trica de concentraciôn anu lar de in­ clusiones v itreas (M uestra 412 - un idad Q llm ), y ligero zonado inverso (lec tu ra 1: A n 3 5 A b 6 1 0 r4 y lectura 2: A n 3 7 A b 4 1 0 r2 ) . El rango de variaciones de la m ayoria de las plagioclasas analizadas, va desde labradorita con An60 a oligoclasa con A n23, y un contenido de ortosa en general por debajo de OrlO (A nexo 15A y Figura 123). Los valores extrem es van desde An65 a An 7, sôlo ocasionalm ente superan a OrlO. M uchos de los datos registrados entre OrlO y Or5 pertenecen no sôlo a m icrocristales o m icrolitos de la m atriz, principalm ente en dacitas y andesitas daciticas, sino tam bién a bordes de fenocristales y m icrofenocristales, inclusiones, coronas de reacciôn y/o xenolitos. Or Sanidina Anortoclasa Ab 705010 30 Labradorita Bytownita AnortitaAlbita Oligoclasa Andesina An Figura 123. C lasificaciôn general de las p lag ioclasas del C om plejo Vol­ cân ico N evado del H uila (C V N H ). 246 Quîmica Mineral / L a b r a d o r i t aA n d e s in a B ytow nita En todos los tipos litolôgicos (andesitas s s a dacitas) la m ayor parte de las plagioclasas son andesinas, apreciândose ligeras diferencias entre unos u otros. Asi, en las andesitas s s son m âs frecuentes las labradoritas, superando con frecuencia a A n60, y no existen oligoclasas. Por el contrario, tanto en andesitas daciticas com o en dacitas, las plagioclasas no superan An60, y si hay oligoclasas, principalm ente en las dacitas (Figura 124). No existen grandes variaciones de la com posiciôn de las plagioclasas en funciôn del tam ano de los cristales.An ’ Anortita pHncipalm ente entre fenocristales . . . . , • , j y m icrofenocristales debido alF ig u ra 124. C lasificaciôn de las p lag ioclasas del C V N H para cada tipo lito lôg ico (pun to rojo = andesita ss, pun to am arillo = am plio rango com posicional entre andesita d acitica y punto gris = dacita). An65 y An22 cubierto por am bos ^ (Figura 125). Lo m ism o pude decirse para los cristales de plagioclasa que son inclusiones, estân en agregados o en coronas de reacciôn, cuyas com posiciones varian entre A n58 y An28. Los m icrocristales o m icrolitos de la m atriz son los que m uestran la variaciôn mâs O lig o c la s a significativa. — 7— LatKBdonta Bvtowmta Anortita Bytowniia Anortita Ab F ig u ra 125. C lasificaciôn de las p la­ g ioclasas del C V N H , segün el tam afio de los crista les: a ) fenocrista les , b) m i­ cro fenocris ta les, c) m icrocrista les y d) ag regados, inclusiones y /o co ronas de reacciôn . (N ota: no se han d iferenciado bordes de centros). 247 Capitulo 7_________________________________________________________________________________ La variaciôn en la com posiciôn de las plagioclasas en funciôn de la posiciôn estratigrâfica o geogrâfica es igualm ente poco significativa. Aunque puede sefialarse que en las unidades de Pre-H uila y H uila A ntiguo predom inan las andesinas. Por el contrario, en H uila Reciente y sector La Laguna, el rango se am plia con los m âxim os de An para labradoritas del sector sur y norte y los m m im os en oligoclasas (An 30 a An25) del sector central (Figuras 126a a 126g). A nortodasdi Or An Oligodasâ Bytownita _±jL Oligoclasa Bytownita F ig u ra 126. P lag ioclasas del C om plejo V olcânico N ev ad o del H uila, en cada estad io de su h is to ria erup tiva : a ) H uila R eciente, b) H uila A n tiguo y c) P re-H uila. 248 Quîmica Mineral Or S a n id in a OrA n o r to c la s a A lb ita O lig o c la s a A n d e s in a B y to w n i ta A n o rt i ta S a n id in a A n o r to c la s aOr Ab A lb ita O lig o c la s a A n d e s in a L a b r a d o r i t a B y to w n i ta S a n id in a Or A n o r to c la s a S a n id in aA lb ita O lig o c la s a A n d e s in a L a b r a d o r i t a B y to w n i ta A n o r t i ta A n o r to c la s a A lb ita O lig o c la s a A n d e s in a L a b r a d o r i t a B y to w n i ta A n o r t i ta F ig u ra 126 (c o n tin u a c iô n ) . P lag ioclasas del C om plejo V olcânico N evado del H uila, en cada sector; d ) L a­ guna, e) N orte, f) C entral y g) Sur. 249 Capitulo 7_________________________________________________________________________________ Las Figuras 127a, b y c m uestran que las plagioclasas del CVNH tienen zonados norm ales, sobre todo en m icrocristales, y zonados inversos y oscilatorios, principalm ente en fenocristales y m icrofenocristales, con variaciones com posicionales muy diversas y com plejas (Figuras 128a y b) y en algunos casos m uy m arcadas, con diferencias hasta de 30% en el contenido de anortita (An). 65 r— Microcristales (A Sss. o ■g> < mc2 [t] mc3 mc7 Ÿ Si02% - en roca total (Ara(Ara ug ‘5) (C a c0) c< mF1 mF4 B-’Cr mF7 Oi(> .12clJ mF5 Bî I7 f Microfenocristales mF9 (» Si02% - en roca total Figura 127. V ariaciones del zonado com posic ional de las p lag ioclasas del C V N H , en funciôn del tam an o de los crista les (C uadrado g rande vacio = borde, rom bo vacio = zona in term edia y cuad rado pequeMo lleno = centro del cristal, 12 a 14 = secuencia del zonado osc ila to rio desde cen tro a borde pasando por zona in term ed ia 2 a zona in term edia 4). 250 Quîmica Mineral 65 60 55 50 45 40 35 30 25 F513 <> D % Fenocristales F16 ^ F19□ F4□ Ol4 m 12̂ 14 a F14?" □ ^11,0 F 9 i iiO i □ F30 O F22 O F 2 8 i E 1̂1 rt3 t F 23A|2 À % " □ F21 m □ î o i g F26 F2412<î 13 4 "g| È F29 cn«' [ > a 4> 12 0 Si02% - en roca total F igura 127(con tin u aci6n ). V ariaciones del zonado com posic iona l de las p lag ioclasas del C V N H , en fun­ ciôn del tam an o de los c rista les (C uad rado grande vacio = borde, rom bo vacio = zona in term ed ia y cuad rado pequefio lleno = cen tro del crista l, 12 a 14 = secuencia del zonado o sc ila to rio desde cen tro a bo rde pasando por zona in te rm ed ia 2 a zona in term ed ia 4). F igu ra 128. F enocrista l de p lag io c lasa con zonado com posic ional o sc ila to rio y num erosas inclusiones v itreas, que siguen una d is tribuc iôn anu lar ap rox im adam en te para le la al zonado: F oto a, v ista en m icro scop io pe tro g ra ­ fico, con n ico les para le los. F oto b, im agen en m icro sonda e lec trôn ica - lectura 1 - centro : A n 3 2 A b 6 4 0 r5 , lec- tura2: A n 2 9 A b 6 6 0 r6 , lecturaS: A n 4 2 A b 5 5 0 r3 , lectura4: A n30A b64O r6 y lectura 5 - borde: A n 4 4 A b 5 3 0 r3 . (M uestra 407 - un idad Q H s). 251 Capitulo 7 7.2 PIR O X E N O S Los piroxenos estân présentes en casi todas las m uestras del C V N H , ya sea com o m inerai principal o accesorio. O cupan el segundo lugar en abundancia relativa, después de las plagioclasas. Los m ayores contenidos m odales, hasta aproxim adam ente un 15% del total de la roca (32% recalculado al total de fenocristales), se registran principalm ente en las lavas de los estadios P re-H uila y H uila A ntiguo y de la U nidad Inferior del sector de La Laguna, en las cuales son frecuentes las andesitas de dos piroxenos. Por el contrario , el contenido m odal de piroxenos norm alm ente no supera el 14% (29% recalculado) en las rocas daciticas que predom inan en el H uila R eciente y la U nidad Superior de La Laguna. Suelen aparecer principalm ente com o m icrofenocristales o m icrocristales individuales, siendo escasos los fenocristales (> 2m m ). Los clinopiroxenos son m âs abondantes que los ortopiroxenos, siendo norm al que estos ùltim os pasen a ser una fase accesoria, principalm ente en las rocas daciticas, con m ayor contenido de anfiboles, del Estadio H uila en los sectores norte y central. En general, tanto clinopiroxenos com o ortopiroxenos, m uestran form as subhedrales a euhedrales, rara vez anhedrales. En cortes transversales suelen presentar el tipico clivaje perfecto a m oderado que los caracteriza, aunque algunos cristales alargados m uestra m âs bien fracturas irregulares. F recuentem ente contienen inclusiones de ôxidos de Fe-Ti, que en ocasiones se presentan en una distribuciôn anular, concéntrica. Tam bién hay a veces inclusiones vitreas o de pequenas plagioclasas, y no es extrano ver inclusiones de ortopiroxeno en clinopiroxeno. N orm alm ente, suelen m ostrar texturas que indican posible desequilibrio con la m atriz que los contiene: bordes parcialm ente corroidos y/o redondeados, a veces con contornos engolfados. Rara vez aparecen com o cristales Figura 129. M icro cris ta les anhed ra les de o rto p iro x en o s (W o lE n 7 1 F s2 9 ) con co ro ­ na de c lin o p iro x en o eu h ed ra l, b ien defin ida (W o 4 4 E n F sl 1): Foto a, im agen al m icro scop io p e tro g rafico - n ico les para le lo s . Foto b, im agen al m ic ro sco p io petrog rafico - n ico les cruzados. Foto c, d e ta lle de la im agen en m ic ro so n d a e lec trô n ica (M u estra 401 - un idad Q lp n ) . 252 Quimica Mineral con textura “esquelética” . U n rasgo que suele ser com un, que tam bién puede ser indicador de desequilibrio con la m atriz, es la presencia de coronas de reacciôn principalm ente en los ortopiroxenos, de tal form a que éstos aparecen com o un cristal central, con bordes a veces corroidos, a su vez rodeados por una segunda fase m ineral, habitualm ente un clinopiroxeno m as euhedral (F iguras 129a, b y c), por un m icroagregado de clinopiroxenos ± ôxidos de Fe- Ti ± p lagioclasas ± anfibol o por un criptoagregado de ôxidos de Fe-Ti. En algunas m uestras se ve com o hnas coronas de clinopiroxenos bordean incluso a algunos anfiboles. Otro rasgo frecuente es la presencia de efectos de oxidaciôn a lo largo de las fracturas internas. Son frecuentes tam bién los agregados glom eroporfid icos de piroxenos solos o acom panados de otras fases m inérales (ôxidos de Fe-Ti ± plagioclasas). 7.2.1 CLINOPIROXENOS Los cristales de clinopiroxeno, en lam ina delgada, son incoloros, no pleocroicos, en ocasiones con un tono verde palido (Figura 130a). N orm alm ente aparecen com o cristales m as euhedrales, de m ayor tam ano y con un m enor grado de alteraciôn que los ortopiroxenos. Suelen presentar un m arcado a ligero zonado concéntrico (F iguras 130b y c) y en ocasiones la Figura 130. C arac te ris ticas tex tu ra le s , p rinc ipa les, de los c linop iroxenos del C V N H : Foto a, m icrofenocris ta l subhedra l de c linop iroxeno , con el tip ico co lo r verde pâlido (M uestra 146 - un idad Q la s - com posic iôn en punto ro jo W o44E n45F sl I). Fotos b y c, m icro cris ta les de c linop iroxeno con m arcado zonado o sc ila to rio o ligero zonado inverso , (M uestra 401 - un idad Q lp n y m uestra 407 - un idad Q H s, respectivam en te). Foto d, m icrocrista l de c lin op iroxeno con el tip ico zo n ad o sec to ria l tipo “ reloj de a ren a” y ligero zonado norm al - lec­ tu ra I : W o 4 4 E n 4 8 F s8 y Iectura2: W o45E n46F slO (M uestra 412 - un idad Q llm ). 253 Capitulo 7 J d iô p s i d o / d iô p s id o augita a u g ita a ug ita C a 2 S i2 0 6 (W o) 50%. h e d e m b e rg i tad iô p s id o 45% a u g ita 20%. p ig e o n ita 5% clin o fe rro s ilitac lin o e n s ta ti ta 50% F ig u ra 131. C linop iroxenos del C om plejo V olcânico N evado del H uila, en el d iag ram a de c lasificaciôn de M orim oto et. al. (1988) y la variaciôn com posic ional de los m ism os, segùn el tipo lito lôgico (punto ro jo = andesita ss, punto am arillo = andesita dacitica y punto azul = dacita). tip ica textura en “reloj (de arena” (Figura 130(d). Tam bién se reconocen con cierta frecuencia cristales con m aclado sim ple o m ultiple. Los piroxenos câlcicos del CVNH presentan contenidos de wollastonita (Wo) que varian de 49 a 35%, de enstatita (En) entre 54 y 24% , y ferrosilita (Fs) desde 16 a 1% (Anexo 15B). En el diagram a de clasificaciôn de los piroxenos, de M oritomoto e t. a l . (1988), la m ayoria corresponde a clinopiroxenos del tipo augita, présentes en los très tipos litolôgicos, desde andesitas s s a dacitas, y en m enor proporciôn al tipo diopsido, mâs frecuentes en andesitas daciticas (Figura 131). No se aprecia una variaciôn composicional de los clinopiroxenos en funciôn de la distribuciôn volcanoestratigrâfica. Fundam entalm ente hay augitas en todas las unidades litolôgicas definidas, siendo prédom inantes en Pre-Huila y Huila Antiguo de los sectores central y sur, y en Huila Reciente del sector sur, en las cuales casi estân ausentes los clinopiroxenos de com posiciôn mâs rica en calcio (Wo >45). Estos piroxenos mâs ricos en calcio, del tipo diopsido, son mâs frecuentes en las unidades del sector norte (desde Pre- Huila a Huila Reciente) y en Huila Reciente del sector central. Las unidades del sector de la Laguna m uestran una posiciôn interm edia en cuanto a la com posiciôn de sus clinopiroxenos. No se aprecia una tendencia especial en la com posiciôn de los clinopiroxenos, en funciôn de la variaciôn del tam ano de los cristales, a lo sumo que tanto los m icrocristales contenidos en la m atriz como los de algunos agregados m icrocristalinos presentan un rango composicional mâs am plio que los m icrofenocristales y los escasos fenocristales analizados (Figuras 132 a y b). 254 Quimica Mineral C a 2 S i2 0 e (W o ) augita 1 0 0 r— 9 5 .g 9 0 8 5 8 0 7 5 7 0 i: t S » ♦ ♦ . 0 o « * % , o o AndBSitas daciticas p l o o T o o ♦ V ^ ■ ♦ ................... 5102% - en roca total F ig u ra 132. La clasificac iôn (a ) y la com posic iôn q u im ica (b ) de los c linop iroxenos del C V N no presen tan variac iones sign ifica tivas en funciôn del tam afio de los c rista les (cu ad rad o = fenocrista les , tr iân g u lo = m icro ­ fenocrista les , rom bo = m icrocrista les y c ircu lo = ag regados, co ronas de reacciôn e inc lusiones). En cuanto al zonado com posicional de los clinopiroxenos, las variaciones tam bién resultan muy dispersas. Predom inan los cristales con zonado inverso cuyos bordes tienen una com posiciôn m âs rica en m agnesio, con relaciones En/(En + Fs) hasta del 93% (équivalente a contenidos de En52), y centros m enos m agnesianos con relaciones En/(En + Fs) no inferiores a 75% (contenidos > En43). Tam bién hay clinopiroxenos con zonado norm al con centros m âs ricos en m agnesio, com o lo indica la relaciôn En/(En + Fs) < 95% (contenido de 1 00 I— 95 i 90 85 80 75 70 Agrc2 Agrel'p̂ Agrt j-H [q % - o T i I lmF12 □ □ □"i" □ O — mFll ? 5102% - en roca total F ig u ra 133. Z onados inver­ sos, no rm ales y o sc ila to rio s en los c lin o p iro x en o s del C V N H (C u ad rad o g rande vacio = borde, rom bo vac io = zona in te rm ed ia y cuad rado p eq u en o lleno = cen tro del c rista l). 255 Capitulo 7__________________________________________________________________________________ En49) y bordes con una relaciôn En/En + Fs que baja hasta 77% (En42 aproxim adam ente). M enos frecuentes son los cristales con zonado oscilatorio (Figura 133). 7.2.2 ORTOPIROX ENO S En lam ina delgada, los cristales de ortopiroxeno suelen ser m âs pequenos (Figura 134a), predom inando los m icrocristales, y con form as m âs subhedrales que los clinopiroxenos, m ostrando con m ayor frecuencia contornos parcialm ente redondeados con o sin désarroi lo de bordes opacos. Suelen ser incoloros, pero norm alm ente presentan el caracterfstico ligero pleocroism o de color rosa pâlido (Figuras 134b). F ig u ra 134. R asgos tex tu ra les destacados de los o rtop iroxenos del C V N H : F o to a , m icrocrista l subhedra l de o rtop iroxeno , con ligero zonado inverso - lectura I: W oO En72Fs28, Iectura2: W olE n71F s28 y lecturaS: W oOEn75Fs25 (M uestra 30 - un idad Q lp n . F o to b, fenocristal subhedra l de ortop iroxeno , con ligero p leo cro ­ ism o co lo r rosa pâlido , n um erosas m icro frac tu ras y bordes parc ia lm en te co rro idos - com posiciôn en pun to ro jo W oI E n70F s29 - cen tro (M u estra 4 0 1 - unidad Q Ip n ). El rango de variaciôn com posicional de estos piroxenos pobres en calcio es relativam ente estrecho. La m ayoria de los ortopiroxenos analizados tienen una com posiciôn que varia entre En76 y En67 (A nexo 15C), y iinicam ente un m icrocristal perteneciente a una corona de reacciôn, interm edia, que bordea a un olivino, alcanza un contenido de En ~ 86 (Figura 135). El com ponente w ollastonita no supera a Wo3, m ientras que el térm ino ferrosilita norm alm ente es m enor o igual a Fs33. Todos caen en el cam po del tipo enstatita, del d iagram a de clasificaciôn de piroxenos de M orim oto e t. a l . (1988). En el sistem a de clasificaciôn tradicional que Fichier e t. a l. ( 1997) retom an, corresponderian a las variedades hiperstena (En70-50) y bronzita (En90-70), en proporciones casi iguales. Entre los ortopiroxenos présentes en las andesitas s s y las andesitas daciticas, prâcticam ente no existe n inguna diferencia significativa (F igura 135); sôlo los ortopiroxenos contenidos en las dacitas m uestran un contenido de M g ligeram ente m enor (En < 75). En cuanto a la posiciôn volcanoestratigrâfica, tam poco existen variaciones im portantes, excepto un ligero aum ento en la proporciôn de ferrosilita (Fs) de algunos ortopiroxenos pertenecientes a 256 Quimica Mineral ferrosilitaenstatita: 50% F ig u ra 135. O rtop iroxenos del C om ple jo V olcânico N evado del H uila, en el d iag ram a de clasificaciôn de M orim oto et. al. (1988) y la variac iôn com posic ional de los m ism os, segùn el tipo lito lôg ico (punto ro jo = andesita ss, pun to am arillo = andesita dacitica y punto azul = dacita). C azSiïO * (W o) 9 0 r - 8 5 8 0 - r 7 5 7 0 6 5 ♦ $ ♦ o # o ° b o H Andesitas daciticas Si02% - en roca total F ig u ra 136. La clasificaciôn (a ) y la com posic iôn q u im ica (b ) de los o rtop iroxenos del C V N , al igual que los c linop iroxenos, no p resen tan variac iones sign ificativas en funciôn del tam ano de los c rista les (cuadrado = fenocrista les , triângu lo = m icro fenocris ta les , rom bo = m icrocris ta les y c ircu lo = ag regados, inclusiones y coronas de reacciôn). 257 Capitulo 7__________________________________________________________________________________ unidades de Pre-H uila y H uila A ntiguo del sector sur, Huila Reciente en sectores norte y central, y Dom o M orro N egro (Figura 135). No hay cam bios com posicionales especiales en funciôn del tam ano de los cristales (F igura 136), con la unica particularidad de que son escasos los m icrocristales que m uestran exiguos m âxim os en Wo (< 3). La variaciôn m âs significativa se reconoce en los m icrocristales con ligero zonado inverso, en los cuales el contenido de M g tiende a aum entar desde los nucleos, con relaciones En/(En + Fs) no m enores de 70-69% , hacia los hordes donde los valores de esta m ism a relaciôn llegan hasta 79% , aproxim adam ente (F iguras 137). R ésulta m enos definido el zonado norm al que presentan pocos cristales, debido al estrecho rango de variaciôn de la relaciôn En/(En + Fs) entre borde y centro del cristal, desde 71% con ligero aum ento hasta 74% , respectivam ente. 90 r - Q. I C0) 85 80 C 75 70 65 □ mc2 î î mc7 T SiOZ% - en roca total F ig u ra 137. El zonado inverso es m âs frecuen te que el zonado norm al en los o rtop iroxenos del C V N H (C u ad ra ­ do grande vacio = borde, rom bo v ac io = zona in te rm ed ia y cuadrado pequeno lleno = cen tro del cristal). 7.3 A N FIBO LE S Al igual que los piroxenos, los anfiboles suelen estar présentes en casi todas las lavas del CV NH , ya sea com o m inerai accesorio o com ponente principal. O cupan el tercer lugar en abundancia después de los clinopiroxenos, principalm ente en las rocas del Dom o volcânico de M orro N egro, en las unidades del Estadio H uila Reciente de los sectores central y norte, y en la U nidad Superior del sector de La Laguna, donde predom inan las andesitas anfibôlicas y andesita anfibôlico-clinopiroxénicas, con contenidos m odales de anfibol que llegan hasta el 19% del total de la roca (43% recalculado al total de fenocristales), que en 258 Quîmica Mineral F ig u re 138. M icro fenocrista l euhedra l de an fibo l con el tip ico c livaje , m arcado zonado ôp tico y bo rdes opacos parc ia lm en te redondeados: F o to a , im agen al m icro scop io petrografico - n ico les paralelos. F o to b , im agen al m icro scop io petrografico - n ico les cruzados. F o to c, im agen en m icrosonda e lec trôn ica , el zonado ôp tico co rresponde a un ligero zonado com posic iona l inverso - lectura 1: 15,40% de M gO y lectura2: 16,01% de M gO (M uestra 401 - un idad Q lp n ) . la clasificaciôn geoquim ica corresponden norm alm ente a andesitas daciticas y dacitas. Por el contrario, el contenido m odal de anfiboles no es m ayor del 8% (20% recalculado) en las rocas andesiticas de las dem âs unidades. N orm alm ente aparecen com o m icrofenocristales y m icrocristales, aunque en algunas unidades, especialm ente del Estadio H uila Reciente, pueden encontrarse algunos fenocristales de tamafio m âxim o hasta de 6 a 10 mm. Es habituai el zonado en los cristales (Figuras 138a, b y c), no lo es tanto la presencia de m aclas sim ples, en los m ism os. Otro rasgo frecuente, son las inclusiones de opacos, rara vez de piroxenos y plagioclasa, que en ocasiones son tan abundantes que dan al cristal de anfibol un aspecto G eneralm ente se ven com o cristales individuales con form as subhebrales a euhedrales, m uchos de los cuales presentan el clivaje perfecto tipico de los anfiboles (F igu ra i39b). Tam bién son frecuentes los cristales con form as anhedrales, con bordes muy corroidos, m âs o m enos redondeados, y contornos F ig u ra 139. D iferen tes carac te risticas de los an fibo les del C V N H : F o to a, fenocristral subhedra l de anfibo l con aspecto po iqu ilitico deb ido a las n um erosas inc lusiones con ten idas, y bo rdes m uy co rro idos - v is to al m icro scop io con n ico les c ruzados (M uestra 25 - unidad Q 2m ). F o to b , m icro fenocris ta l subhedra l de anfibo l con tip ico cliva je , y bo rdes m uy co rro idos (M uestra 414 - un idad Q H s). F o to c y d , fenocrista l de an fibo l con d iversos rasgos tip icos: co lo r pardo m edio , c livaje perfec to , bo rde opacos y co rro idos, num erosas inclusiones, g ruesa co rona de reacciôn y m aclado sim ple (M uestra 14 - un idad Q 2rc). poiquilitico (Figura 139a). 259 Capitula 7__________________________________________________________________________________ engolfados, llegando en algunos casos a presentar textura “esquelética” . Rara vez se ven form ando agregados glom erocristalinos, excepto en aquellas unidades recientes donde son un com ponente esencial, com o por ejem plo en el Dom o M orro Negro. p i f H # ^ - VA: F ig u ra 140. M icro fenocrista l zonado de anfibo l: F o to a , v isto en m icroscopio petrogrâfico . F o to b, im agen de m icro sonda e lec trôn ica- lec tu ra l : 14,26% M gO , Iectura2: 17,28% M gO , lecturaS: 15,87% M gO y lectura4 : 12,92% M gO . El fuerte pleocroism o que suelen presentar, es tam bién muy variado, en algunos cristales varia entre verde pardo claro (Figuras 139c y d) a pardo oscuro, que es propio de las series de anfïboles agrupados tradicionalm ente bajo la denom inaciôn genérica de hornblenda. O tros cristales m uestran un pleocroism o que cam bia de pardo rojizo claro a pardo rojizo muy oscuro, debido probablem ente a un contenido m ayor de Fe^^ y/o Ti, que résulta ser el pleocroism o tipico de la denom inada oxihornblenda (Figuras 140 a y b). Otro rasgo tipico de estos anfiboles es la presencia, casi generalizada, de bordes opacos (Figuras 138a y 140a), que jun to a texturas engolfadas y esqueléticas, resultan una evidencia clara de procesos de desequilibrio de estos cristales, que llevan a estar casi totalm ente oxidados o reem plazados seudom orficam ente por opacos. O tra prueba de reabsorciôn parcial, son las ^ coronas de reacciôn que bordean a g , algunos anfiboles (Figuras 139c y d), ^ conform adas por un m icroagregado de F ig u ra 141. C lasificaciôn general de los an fibo les câ lc icos del C V N H , segùn la no- m encla tu ra de L eake et. al. (1997 y 2004 ), defin ida por los sigu ien tes parâm etros de su fôm iu la estructural: Ti < 0 ,50 , (N a + K)^ > 0,50 , Ca_ > l , 5 0 y A F < F e ^ \ » M a g n e s io 4 ia s tin g s ita Ferro ^ed en ita H a s tin g s ita 6.5 Si (p.f.u.) 5.5 260 Qmmica Mineral plagioclasa + piroxenos + oxidos de Fe-Ti. Igualm ente, algunos anfïboles fueron reem plazados com pletam ente por un agregado m icrocristalino similar. La reacciôn con la m atriz queda evidenciada a veces incluso a lo largo de los pianos de clivaje y pequenas fracturas, a través I cnS F e r r o 4 d e n l t a # M a g n e s io -h a s t in g g ita Si (p.f.u.) 5.5 1 - F e r ro - e d e n i ta M a g n e s io -h a s t ln g s i ta F e r ro - e d e n ita * M a g n e s io -h a s t ln g s i ta 6.5 Si (p.f.u) Si (p.f.u.) F ig u ra 142. En el m ism o grafico para la c lasificaciôn de an fibo les câ lc icos de la F igura 141 se rep résen ta las variac iones com posic iona les de los m ism os segùn tam aflo de crista l (a ) , tipo lito lôg ico (b ) y posic iôn es- tra tig râfica (c ).(S im bo los com o en figuras an terio res). 261 Capitula 7_____________________________________________________________________________ de los cuales se ve relleno m icrocristalino o criptocristalino, llegando a invadir el centro de algunos cristales. Los anfiboles del CV NH pueden clasificarse com o del tipo câlcico (Ca^ > 1,50 y Ca^ + Na^ > 1,34) con parâm etros (Na + K)^ > 0,50 y Ti < 0,50, para la m ayoria de los anfiboles analizados (A nexo 15D). En el diagram a de clasificaciôn de anfiboles de Leake e t. a l. ( 1997), la m ayoria de estos anfiboles quedan representados en el cam po de la serie m agnesio-hastingsita (AL' < Fe^ ), y sôlo unos pocos caen dentro del cam po de las edenitas (Figura 141). En cuanto a tendencias com posicionales especiales en funciôn de la clasificaciôn litolôgica, tam ano de cristales o posiciôn volcanoestratigrâfica, resultan lim itadas las conclusiones que se han logrado establecer. Las andesitas contienen casi exclusivam ente m agnesio- hastingsita, m ientras que en las andesitas daciticas y dacitas bay tam bién edenitas (Figura 142a). El rango de variaciôn de la relaciôn M g/(M g + Fe^ ) en la form ula estructural de los m icrocristales y m icrofenocristales résulta ligeram ente mas am plio y disperso que en los fenocristales (Figura 142b). En las lavas de Pre-H uila, Huila A ntiguo en sectores central y sur y las unidades del sector La Laguna, en general no hay edenitas. Los pocos anfiboles que caen en el cam po de las edenitas (Si en la form ula estructural > 6,5) pertenecen principalm ente a lavas de Huila Reciente en sectores central y norte, y Huila A ntiguo del norte (Figura 142c). Q uince de los anfiboles analizados han sido representados en el diagram a tam bién de Leake e t. a l. (1997), para anfïboles câlcicos con (N a + K)^ < 0,50. En este diagram a se reparten £ + O) O)s ♦ ♦ ♦ M ag n e s io h o rn b le n d a F e rro h o m b le n d a T sch e rm ak ita F e rro tsc h e rm a k ita 6 .5 Si (p.f.u.) 5.5 F ig u ra 143. C lasificaciôn genera l para un segundo grupo de an fibo les câ lc icos del C V N H , segùn la nom encla- tu ra de L eake et. al. (1997 y 2004), defin ida por los sigu ien tes parâm etros de su fo rm ula estructural; Ti < 0,50, (N a + K)^ < 0 ,50 y Cag > 1,50. 262 Quîmica Mineral M a g n e s io h o rn b le n d a F e r ro h o m b le n d a F e r ro t s c h e rm a k ita 6.5 Si (p.f.u.) M a g n e s io h o rn b le n d a F e r r o h o m b le n d a F e r ro t s c h e rm a k ita M a g n e s io h o m b le n d a F e r ro h o m b le n d a F e r ro t s c h e rm a k ita Si (p.f.u.) Si (p.f.u) F ig u ra 144. En el m ism o grâfico para la c lasificac iôn del segundo g rupo de an fibo les câ lc icos de la F igura 143 se rep résen ta las variac iones co m posic iona les de los m ism os segùn tam an o de crista l (a ) , tipo lito lôg ico (b ) y posic iôn estra tig râfica (c ) .(S im bo los com o en figuras an terio res). 263 Caphulo 7_________________________________________________________________________________ a partes iguales entre los cam pos de las series m agnesiohornblenda y tscherm akita (F igura 143). Inicialm ente el rasgo m as llam ativo, es que m ientras la relaciôn M g/(M g + Fe^Q casi perm anece constante para la m ayoria de estos anfiboles es el contenido de Si (pfu) el que déterm ina la d istribuciôn entre los cam pos m agnesiohornblenda y tscherm akita. Debido al escaso num éro de datos representados en este ultim o diagrama, son pocas las conclusiones en cuanto a tendencias com posicionales que se pueden establecer. Sin em bargo, se han de senalar las m as significativas, reflejadas en los diagram as de las Figuras 144. Los dos ùnicos m icrocristales de anfiboles pertenecientes a andesitas s s , am bas de la U nidad Inferior del sector de La Laguna caen en el cam po de tscherm akita . Por otro lado, m icrofenocristales y m icrocristales de m agnesiohornblenda y de tscherm akita, aparecen tanto en andesitas daciticas com o en dacitas. Con una m arcada i □' diferencia, las tscherm akita , pertenecen fundam entalm ente a Pre-H uila del sector central y las m agnesiohornblendas estân en lavas de Huila Reciente en sectores norte y central. + S □ ü Q mcl [ifi d n S i0 2 % • e n r o c a to ta l F ig u ra 145. V ariaciones del zonado com posi- c ional de los anfibo les del C V N H , en funciôn del tam ano de los crista les (C uadrado g rande vac io = borde, rom bo vacio = zona in ten n ed ia y cuad rado pequeno lleno = cen tro del c ris­ tal). En cuanto a la ligera variaciôn quim ica en los cristales zonados, en funciôn de parâm etros estructurales com o la relaciôn M g/(M g + F e - ), hay zonado normal y zonado inverso, en proporciones casi iguales, m âs escaso es el zonado oscilatorio (Figura 145). Al parecer de centro a borde puede darse el paso tanto de edenita a m agnesio-hastingsita, com o a la inversa. 7.4 O XIDO S DE FE-TI » Las fases m inérales correspondientes a los ôxidos de Fe-Ti, estân présentes en todas las m uestras del CV N H , norm alm ente com o com ponente accesorio. En lâm ina delgada siem pre aparecen com o opacos, y en cantidades muy variables, superando muy rara vez el 10% del contenido m odal en total de la roca (aproxim adam ente 20% recalculado al total de los 264 Quîmica Mineral fenocristales). M uchas de las m uestras con abundantes opacos, suelen ser tam bién las que tienen un im portante contenido de anfiboles. Este aum ento en el porcentaje m odal de opacos, en m uestras con alto contenido de anfiboles, se debe com o ya se ha indicado al seudom orfism o de ôxidos de Fe-Ti en anfibol. La form a m âs incipiente de este reem plazam iento, se reconoce com o bordes de opacos, que se observan frecuentem ente tam bién en olivinos, y algunos ortopiroxenos y biotitas. Figura 146. A lgunos aspectos tex tu ra les de los ôx idos Fe-Ti del C V N H : Fotos a y b, d iversas fo rm as de presen taciôn de los opacos (ô x idos Fe-Ti): com o m icrocris ta les en la m atriz, en m icroagregados crista linos ju n to a otras fases m inéra les, co m o inclusiones y com o posib les seudom orfos en m icrocrista les de anfibo l? (M uestra 302 - unidad Q lp n ) . Foto c, agregado m icrocrista lino de m agnetitas (pun to s 1 y 3) con a lgunas inclu­ siones de c linop iroxenos (pun to2 ) - lec tu ra l : U s p l6 y Iectura3: U s p l6 (M uestra 125 - un idad Q 2rc). Foto d, m icro fenocris ta l(? ) de m agnetita (U s p l7 ) en el que se insinua adem âs de fo rm a im perfec ta la tip ica particiôn octaédrica de las m agnetitas (M u estra 135 - un idad Q 2rs). Estos com ponentes opacos aparecen fundam entalm ente en cuatro form as: com o m icrocristales, individuales y d isperses en la m atriz, com o inclusiones dentro de cristales de las otras fases m inérales présentes, com o parte de la asociaciôn m inerai que conform an los m icroagregados cristalinos o en la corona de reacciôn de algunos cristales, principalm ente de piroxenos y anfiboles (Figuras 146a y b). O casionalm ente com o glom erocristales m onom inerales (Figura 146c). Es frecuente ver algunos opacos en contacte muy estrecho tanto con clinopiroxenos com o con ortopiroxenos. Es rara la presencia de m icrofenocristales de m inérales opacos (Figura 146d). 265 Capüulo 7_________________________________________________________________________ N orm alm ente estos pequenos cristales de ôxidos de Fe-Ti presentan form as subhedrales a anhedrales, con bordes muy bien definidos. D ificilm ente se ven con textura euhedral, desde triangular a m âs o m enos cuadrangular. Es frecuente que tengan bordes mâs o m enos redondeados, rara vez engolfados. En algunas de las lâm inas pulidas que fueron llevadas a m icrosonda, se pudo apreciar las lineas de la particiôn octaédrica tip ica de las m agnetitas, adem âs la presencia de inclusiones y de lâm elas de exsoluciôn en algunos cristales de los opacos analizados. Fe’** 0 100 Inclusiones cro m ita m a g n e ti ta u lv o e sp in e la 40 100C r* AgregacJos + m a g n e ti ta ^ u lv o e sp in e la 100 Al* Microcristales en la matriz 0 iim en ita u lv o e sp in e la / ind iv idual ^ m a g n e ti ta / ind iv idual u lv o e sp in e la + o tro m a g n e ti ta + o tro 100 C r*Al* 1008040 600 20 Cr* F ig u ra 147. V ariaciôn de los con ten idos de A l, C r y Fe^+ en la fô n n u la estructural de los ôx idos de Fe-Ti p ré­ sen tes com o inclusiones, m icrocrista les en la m atriz o en ag regados m icrocrista linos en las lavas del C V N H . 266 Qmmica Mineral MgTiO, GEIKIELITA ILMENITA MnTiO, FeTiO,50 F ig u ra 148. C lasificac iôn de las ilm enitas encon tradas en lavas del C V N H . TIO, Inclusiones m agnetita ulvoesp ine la Iim enita «p. U lv o e s p in e l a . ♦♦ FeO M agnetita Agregatjos + m ag netita + u lvoesp ine la Iim enita f , TIO, FeO Microcristales en la matriz M agnetita ulvoesp ine la / individual m ag n etita / individual u lvoesp ine la + otro m ag n etita + o tro Iim en ita f . U lv o esp in e la . FeO M agnetita F ig u ra 149. C lasificac iôn y variac iôn com posic iona l de los ôx idos de Fe-T i p résen tes com o inclusiones, m i­ crocrista les en la m a triz o en ag regados m icrocrista linos en las lavas del C V N H . 267 CapUulo 7_________________________________________________________________________________ A partir de los anâlisis obtenidos en m icrosonda se ha logrado determ inar que predom inan las m agnetitas s s (U sp36-2) y en segundo lugar las ulvoespinelas (Usp 100-64). A m bas pueden presentarse en intim a asociaciôn, en form a de lâm elas de exsoluciôn. Hay adem âs algunas crom itas (U sp3-1, M tl9 -13 , Ple33-28 y Chr56-49), siem pre como inclusiones en olivino (A nexo 15E) y escasas ilm enitas (H em 36-25). Igualm ente son escasos los ôxidos con un contenido alto en Al (Figura 147). En el grâfico de clasificaciôn de ilm enitas (Figura 148) los datos obtenidos quedan representados m uy cerca del vértice 100% iim enita (FeTiO^) En la m atriz, ya sea com o m icrocristales sueltos o en contacte con algùn cristal de piroxenos, predom inan las m agnetitas 55 (hasta un 70% de los datos obtenidos - Figura 149). Asi m ism o en los m icroagregados cristalinos, son m âs abundantes las m agnetitas 55 que las u lvoespinelas (85 y 15% respectivam ente - Figura 149). Situaciôn diferente se da, entre los opacos que aparecen com o inclusiones en otros cristales, las m agnetitas s s (46% ) y las ulvoespinelas (54% ) se presentan en proporciones muy sim ilares. Las ilm enitas son m icrocristales en la matriz. N o existe ningùn tipo de variaciôn en la com posiciôn de los ôxidos de Fe-Ti que esté determ inada por el tipo litolôgico o la posiciôn volcanoestratigrâfica, por el contrario puede afirm arse que la distribuciôn de m agnetitas s s y ulvoespinelas es bastante uniforme. 95 r - A are O A g r e 56 58 60 62 64 Si02% - en roca total F ig u ra 150. L a com posic iôn qu im ica de los o liv inos p résen tés p rinc ipalm en te com o m icro fenocris ta les y m icrocrista les en las lavas del C V N H (cuadrado = fenocrista les , triangu lo = m icro fenocris ta les , rom bo = m i­ crocrista les y c ircu lo = ag regados, co ronas de reacciôn e inclusiones). 268 Quimica Mineral F ig u ra 151. A spectos tex tu ra les p rinc ipales de los o liv inos del C V N H : F o to a, m icro fenocris tal euhedral de o liv ino , con tip icas m icro frac tu - ras conco ideas, bordes opacos, m âs o m enos redondeados (M uestra 412 - unidad Q llm ) . F o to s b y c, restos de un m icro fenocris ta l de o liv ino , con fo rm a esquelé tica , bo rdes opacos y m uy co rro idos (M uestra 102 - un idad Q1 an). 7.5 O LIVINO En las lavas del CV N H , el olivino aparece com o m inerai accesorio, alcanzando hasta el 5% en contenido m odal (12% recalculado) en pocas m uestras de H uila A ntiguo y Reciente, de los sectores central y norte y en la U nidad Interm edia del sector de La Laguna (ver capitulo 5). Esta principalm ente en las andesitas daciticas y en m enor proporciôn en las andesitas y dacitas. N orm alm ente aparece com o m icrofenocristales y m icrocristales, rara vez com o fenocristal (Figura 150). En general, los cristales de olivino son subhedrales a anhedrales (F igura 151a). H abitualm ente tienen bordes redondeados y/o engolfados. Es frecuente que tengan finas coronas de m inérales opacos perhlando estos bordes. Suelen tener el caracteristico clivaje im perfecto en form a de fracturas irregulares o curvas, a lo largo de las cuales es norm al ver efectos de oxidaciôn, en form a de las tipicas coloraciones pardas 95 r - 90 0 1 o g 85 80 75 □ □ Si02% - en roca total F ig u ra 152. Z onados no rm ales en los o liv inos del C V N H (C uad rado g ran d e vacio = borde, rom bo vacio zona in term ed ia y cuadrado pequeno lleno = cen tro del crista l). 269 Capitulo 7_________________________________________________________________________________ rojizas. Los cristales de olivino llegan a aparecer con form as “esqueléticas” (Figuras 151b y c). En algunas m uestras se ven olivinos bordeados por coronas de m icroagregados de ôxidos de Fe-Ti ± piroxenos ± plagioclasas y rara vez anfibol. En general, aparecen como cristales individuales, pero con frecuencia form an m icroagregados m ono-m inerales, o asociados principalm ente a opacos y piroxenos. Frecuentem ente presentan inclusiones de crom itas. El rango de com posiciôn de los olivinos del CV NH varia desde Fo91 a Fo79 (Anexo 15F). A lgunos cristales m uestran un ligero zonado com posicional (Figura 152), que es norm al en este tipo de rocas, desde un centro m âs rico en M g (Fo88-85) a un borde m enos rico en Mg (Fo86-79). Hay una ligera variaciôn com posicional desde las andesitas s s , con olivinos m enos ricos en Mg (Fo < 85) hasta las rocas daciticas donde los olivinos son m âs ricos en M g (Fo ~ 89). Un exam en m âs detallado, hace évidente que los m icrocristales de olivino (Fo89- 83) tienen una com posiciôn sim ilar a los centros de algunos m icrofenocristales (Fo89-85) y algunos de los cristales que conform an los agregados glom eroporfîdicos (Fo88-84). Por sus caracteristicas texturales (p.e. bordes de corrosiôn y/o reabsorciôn, coronas de reacciôn, form as “esqueléticas” y agregados glom eroporfîdicos) y com posicionales, algunos olivinos podrian ser considerados com o xenocristales relativam ente en desequilibrio con la m atriz en la que estân sostenidos. F ig u ra 153. A lgunos aspectos tex tu ra les de las m icas del C V N H : F o to s a y b, m icrocrista l subhedral de b io tita (si) con bordes opacos, cor­ ro idos, parc ia lm en te engo lfados, ex tinciôn y clivaje tlp icos (M uestra 101 - unidad Q la n ) . F o to c, m icrocrista les m uy oscuros de m icas de com posiciôn qu im ica équivalen te a flogopita - lec tu ra l : P h l70 ,77% y lecturaS: P h l7 l ,3 l% (M uestra 13 - unidad Q 2rc). 7.6 M ICAS % Después del olivino, la segunda fase m inerai accesoria mâs im portante son las m icas, que por sus caracteristicas ôpticas, al m icroscopio, pueden clasificarse dentro del grupo biotita- flogopita. En general, se presentan como m icrocristales, y rara vez com o m icrofenocristales, principalm ente en las lavas daciticas de las unidades del Estadio Huila Reciente en los sectores norte y central, en Huila Antiguo del sector norte y del Dom o volcânico M orro N egro, en porcentajes m odales que no superan el 5% del total de la roca (10% recalculado del total de los fenocristales). G eneralm ente,selesvecom opequenoscristalesindiv iduales, 270 Qmmica Mineral subhedrales a anhedrales. A lgunas m uestran a veces la tip ica secciôn transversal, pseudo­ hexagonal y en ocasiones présenta m âs bien textura esquelética. Tam bién m uestran, a veces, bordes corroidos m âs o m enos redondeados y/o engolfados (Figura 153a y b). En ocasiones tam bién tienen bordes opacos, form ados por reabsorciôn y/o reacciôn con la m atriz que las contiene. Suelen ser m âs oscuras que los anfiboles, con un pleocroism o que a veces résulta casi enm ascarado por el intenso color pardo m edio a pardo rojizo oscuro o m uy oscuro que las caracteriza (Figura 153c). Prâcticam ente nunca aparecen form ando agregados glom erocristalinos. Suelen tener inclusiones de opacos. Annita i + Biotitas %• ♦♦ ## Flogopitas Siderofilita Flogopita A r (p.f.u.) Easton Ita TI* 0 100 40 40 20 100 Mg 0 20 40 60 10080 F ig u ra 154. La clasificaciôn (a) y re laciôn en el con ten ido de Fe - M g - Ti (b ) de las m icas en algunas lavas del C V N H . La com posiciôn quim ica de las m icas analizadas es m uy hom ogénea, quedando todas representadas en el cam po de las flogopitas (A nexo 15G y Figura 154a), con un rango de variaciôn de la relaciôn Fe^V(Fe^^ + M g) m uy estrecho entre 0,25 a 0.30, correspondiente a 271 CapUulo 7 unas proporciones de los com ponentes annita entre A nn30 y Ann25 y flogopita entre Phi75 y Phl71. N o se aprecian o no es posible establecer variaciones geoquim icas especiales ni en funciôn del tipo litolôgico, el tam ano de los cristales o la posiciôn volcanoestratigrâfica de las rocas que las contienen. En la Figura 154b se ve adem âs que se trata de m icas con alto contenido de Mg. D entro del sistem a de clasificaciôn PASP (flogopita - annita / siderofilita - poli-litionita) de las m icas, presentado por T ischendorf e t. a l. (2001), las m icas del C V N H que han sido analizadas, quedan proyectadas en el cam po de las biotitas ricas en M g, m uy cerca del cam po de las flogopitas (F igura 155), siguiendo muy estrecham ente la linea de variaciôn entre la ferro-flogopita y la flogopita propiam ente dicha. féal annita ma ;nfe^o-siderofilita '~'~~S*fen 71% ). La fracciôn criptocristalina tiene una com posiciôn équivalente a un feldespato que variaria desde una plagioclasa tipo andesina-oligoclasa, sim ilar a los m icrocristales o m icrolitos de las plagioclasas, hasta un feldespato potâsico de las variedades anortoclasa o sanidina. 7.8 ESTIM ACIÔ N DE LAS C O N D IC IO N ES DE CRISTALIZACIÔ N Para tratar de establecer el estado de oxidaciôn del m agm a (/O ^) y las condiciones de tem peratura y presiôn bajo las cuales cristalizaron las principales fases m inérales de las lavas del CV NH , se han aplicado algunos geoterm ôm etros y geobarôm etros, basados en 1 5 - n B asalte 7 56 55 5 Si02 (%) 4 53 5 F ig u ra 157. C lasificaciôn y com posiciôn de) v idrio p résen té en la m atriz de algunas lavas del C V N H . (C ircu lo vacio = v idrio en m atriz h ia locris ta lina-h ia lina - c ircu lo lleno = v id rio con ten ido en fracciôn c rip tocrista loh ia- lina). 274 Qmmica Mineral la com posiciôn quim ica de dichos m inérales y m agm as correspondientes, lo que perm ite, a su vez, determ inar las condiciones P-T de cristalizaciôn del m agm a, a partir del cual se form aron, y las posibles variaciones de dichas condiciones a lo largo de la historia eruptiva de este com plejo volcânico. Para el caso del CV N H se usaron fundam entalm ente geoterm ôm etros y geobarôm etros basados en el equilibrio entre dos fases m inérales (p.e. olivino-crom ita), en el equilibrio entre una fase m inerai y el liquide (p.e. plagioclasa-liquido) y basados en la com posiciôn del m ineral (p.e. anfibol). Los geoterm ôm etros y geobarôm etros escogidos fueron aplicados tanto a m icrocristales, com o a m icrofenocristales y/o fenocristales, de las principales fases m inérales, descartando, en este estudio, los anâlisis hechos en agregados y en coronas de reacciôn. En la aplicaciôn de geoterm ôm etros y geobarôm etros, la certeza de que se cum ple la condiciôn de equilibrio entre el liquido y cada fase m inerai présente, plantea una im portante dificultad. Esta incertidum bre es m ayor para rocas de textura m uy porfidica. Si a pesar de esto, se procédé a realizar los câlculos, asum iendo que la com posiciôn quim ica total de la roca analizada refleja la com posiciôn del m agm a (liquido) a partir del cual han cristalizado to d as las fases m inérales présentes, ha de tenerse en cuenta que desde el punto de v ista teôrico, realm ente sôlo el prim er nùcleo del prim er cristal estaria en equilibrio con este liquido. De este m odo, se asum e que serân los nùcleos de los fenocristales y m icrofenocristales los que darân valores de T y P m âs correctos. N o siendo m uy utiles los câlculos efectuados con cristales de la m atriz. Otro factor de incertidum bre, estâ en determ inar el verdadero estado de oxidaciôn del m agm a, en el m om ento de cristalizaciôn, debido a la im posibilidad de m edir y diferenciar, en m icrosonda, los contenidos de hierro férrico y ferroso, cuyas proporciones relativas son un indicador del estado de oxidaciôn. Teniendo en m ente estas lim itaciones, se presentan a continuaciôn los resultados que constituyen la prim era aproxim aciôn, al conocim iento de las posibles condiciones de P y T para la form aciôn de las lavas del CV NH . 7.8.1 ILMENITA-MAGNETITA: FUGACIDAD DE OXIGENO Y TEMPERATURA El geotermôm etro o par ilmenita-magnetita, que permite calcular no sôlo fugacidad de oxigeno, sino tam bién la tem peratura de cristalizaciôn, ha sido uno de los m âs am pliam ente utilizados en la bibliografia, desde su calibraciôn por Buddington & Lindsley (1964) y Lindsley (1963). Existen numerosas m odificaciones y calibraciones: p.e. Rum ble (1970); Powell & Powell (1977); Spencer & Lindsley (1981); Andersen & Lindsley (1988) y Sack & Ghiorso (1991) entre otros. 275 Capitulo 7 El equilibrio entre iim enita y m agnetita. coexistentes, puede describirse m ediante dos reacciones: una de intercam bio de Fe y Ti (1), y otra de oxidaciôn (2): FeTiO^ (iimenita) + Fe^O ^ (magnetita) = (ulvoespinela) + F e20^ (hematites) (1) 4 F e p ^ (magnetita) + 0^ = 6 F e p ^ (hematites) (2) La prim era reacciôn es funciôn de la tem peratura, y la segunda depende adem âs de la f O ^ . Lepage (2003) desarrollo el software ILMAT, en el que y los pares ilm enita- m agnetita se calculan a partir de los datos de anâlisis quim ico de dichos m inérales. "c 0,6 S 0.4 0,0 - 0,2 -0,4 -0,4 -0.2 0,0 0,2 0,4 0,6 /ogfo(M g/M n) - llm F ig u ra 158. Los dos pares ilm en ita -m agnetita (ilm en ita-46 /m ag- netita-35 e ilm en ita -54 /m agne tita -35 ) de la m uestra 411 de L agu­ na Inferior, cum plen re la tiv am en te b ien la cond ic iôn de estar en equ ilib rio , para poder se u tilizados com o geo ten n ô m etro s. Estân m uy cerca de la tendenc ia lineal en la relaciôn /og,^,(M g/M n), segùn el requerim ien to de B acon & H irschm ann (1988). Sôlo se ha encontrado hasta el m om ento el par ilm enita- m agnetita, com o m icrocristales, en una m uestra del CV N H (411 de Laguna Inferior). Este par estâ relativam ente en equilibrio, com o pude verse en la Figura 158, segiin el m étodo que B acon & H irschm ann (1988) idearon para com probar la condiciôn de equilibrio entre am bos m inérales, reflejada en la tendencia lineal entre las relaciones /ogyg (M g/M n) de am bos m inérales, independientem ente de y / X - , / . T f - , 400 600 800 1000 T (“C) F ig u ra 159. D iagram a T em pera tu ra v e r s u s lo g /O ^ para los dos pares ilm en ita -m ag n etita de la m uestra 411 de L aguna Inferior. V alores p royec tados son los que aparecen en la Tabla 13, para dos g eo te rm ôm etro s d iferen tes. (C urvas de reacciones R E D O X : H M = H em atita-M agnetita , N N O = N i-N iO , Q F M = C uarzo -F ay a lita -M ag n e- tita , M W = M agnetita -W ustita , W I= W ustita-H ierro y Q F I= C uarzo -F ayalita -H ierro ). 2 76 Quîmica Mineral A partir de los câlculos efectuados con los dos pares ilm enita-m agnetita (ilm enita-46/ m agnetita-35 e ilm enita-54/m agnetita-35) que pudieron ser analizados en la m uestra 411, utilizando el program a ILMAT, ya sea con el geoterm ôm etro de Spencer & Lindsley (1981) o el de A ndersen & Lindsley (1985), se han obtenido valores de tem peratura que oscilan entre 884 y 808®C y de fugacidad de oxigeno entre y 10 *̂ ’®, que corresponde a 1,7 a 1,0 unidades l o g aproxim adam ente por encim a del b u f f e r de oxigeno N N O , entre las curvas de equilibrio R e d o x HM (H em atita-M agnetita) y QFM (C uarzo-Fayalita-M agnetita), lo que indica condiciones oxidantes en el m agm a (Figura 159). Tabla 13. V alores de T em peratura (°C) y J O ^ ob ten idos para dos pares Ilm en ita-M agnetita , de L aguna Inferior, calcu lados con el p rog ram a IL M A T Par Ilm enita-M agnetita Par 46-35 Par 54-35 G eoterm obarom etro : Spencer & Lindsley (1981) X 'U s p - X 'I lm se g ù n : T (°C ) log io /02 T (°C ) log io /02 C arm ichael (1967) 878 -10,8 828 -12,20 A nderson (1968) 846 -11,0 808 -12,20 L indsley & Spencer (1982) 884 -10,7 834 -12,10 S to rm er (1983) 883 -10,6 835 -11,97 G eoterm obarom etro : Andersen & Lindsley (1985) X 'U s p - X 'I lm se g ù n : T (°C ) lo g ,o /0 2 T (°C ) log io /02 C arm ichael (1967) 860 - 827 - A nderson (1968) 838 -11,8 812 -12,57 L indsley & Spencer (1982) 864 -11,6 831 -12,52 S to rm er (1983) 863 -11,6 832 -12,42 Par 46-35 Par 54-35 Geoterm om etro: Powell & Powell (1977) X 'U s p - X 'I lm se g ù n : T (° C ) C arm ichael (1967) 895 830 A nderson (1968) 861 803 L indsley & Spencer (1982) 901 837 S to rm er (1983) 903 839 Com o puede verse en la Tabla 13, los valores m âs bajos de T^ (812 - 808®C) y de f O ^ (10 - 10'*^’®) se obtienen a partir del par ilm enita-54/m agnetita-35, con am bos geoterm ôm etros y especialm ente si el m étodo para calcular las fracciones m oleculares AUsp y X llm , es el de A ndersen (1968). Valores m âs altos de tem peratura (903 a 861®C) se obtienen con el geoterm ôm etro de Pow ell & Pow ell (1977). 277 Capitulo 7_________________________________________________________________________________ 7.8.2 PLAGIOCLASA Y FUGACIDAD DE OXIGENO A partir de estudios expérim entales, Phinney (1992) logro establecer que el coeficiente de particiôn del FeO^ entre plagioclasa câlcica y m agm a basâltico (D = FeO/'^FeO^^iq) funciôn de la fugacidad de oxigeno. A dem âs planteô que, en condiciones l i q u i d u s , este coeficiente varia muy poco (entre 0,030 y 0,044), con valores de bajos, entre los b u f f e r WI (w ustita- hierro) y QFM (cuarzo-fayalita-m agnetita). Pero con valores altos de por encim a de la curva de QFM , el valor de D se increm enta râpidam ente, llegando a 0,14 al alcanzar el b u f f e r HM (hem atites -m agnetita) y 0,36 en condiciones de presiôn atm osféricas (/O^ ~ aire). Esto se debe a que por encim a de QFM la proporciôn de Fe^^ aum enta, el cual tiene mâs afinidad con la plagioclasa que el F e '\ aum entando asi el contenido de férrico dentro de ésta. En caso de que todo el hierro fuese Fe^" el valor D séria igual a 0,41 D FeO (Plag-liq) F ig u ra 160. H istogram a de los coeficiente de reparto del FeO entre p lag ioclasa y el fund ido que confirm a las cond ic iones ox idan tes (en tre Q FM y H M ) del m agm a a partir del cual crista lizaron . A unque en el caso C V N H no se trata de rocas basâlticas, se ha calculado el coeficiente de particiôn del FeO para los fenocristales, m icrofenocristales y m icrolitos de plagioclasa, obteniéndose valores entre 0,03 y 0,14, y un valor prom edio de 0,065. Com o se ve en la Figura 160, puede decirse que los valores de DFeO^ de las plagioclasas en las rocas del CV N H se encuentran entre las condiciones de oxidaciôn representadas por los b u f f e r QFM y HM , en concordancia con el resultado obtenido con la calculada para el par ilm enita-m agnetita. N o existen diferencias significativas entre las andesitas, cuyo valor prom edio de DFeO^ es 0,062, y las dacitas, con un DFe0.p prom edio igual a 0,074. 278 Quîmica Mineral 7.8.3 GEOTERMOMETRO OLIVINO-CROMITA El câlculo de tem peraturas m ediante el par o livino-espinela se basa en el intercam bio de y Fe^^ que se produce entre am bos m inérales. Este intercam bio depende fundam entalm ente de la tem peratura, y de las proporciones relativas de los cationes trivalentes C F \ F e^ \ AP^ dentro de la e structura de la espinela s i . La prim era calibraciôn de este geoterm ôm etro fue propuesta por Irvine (1965), desarrollada luego por Jackson (1969) con base en datos term odinâm icos, y posteriorm ente fue m ejorada por R oeder e t. a l . , (1979). Fabriès (1979) presentô una calibraciôn em pirica de este geoterm ôm etro para o livinos de com posiciôn poco variable, alrededor de Fo90, y ôxidos, del grupo de la espinela, ricos en crom o. L 600 Ln Kd Figura 161. T em peraturas ca lcu ladas para el par o liv ino -crom ita en algunas lavas rec ien tes del C V N H . C âlcu ­ los rea lizados con el p rogram a PT-M A FIC (S oto & Soto, 1995), con base en la ca lib rac iôn de F abriès (1979). (K D es el coefic ien te de d istribuciôn to tal de M g y Fe-^ para o liv ino y crom ita). Tabla 14. V alores de T em peratura (°C) y L n Y J û ob ten idos para varios pares C ro m ita -O liv in o con g eo te rm ô ­ m etro de Fabriès (1979). C âlcu los rea lizados con el p rog ram a PT -M A FlC (Soto & Soto , 1995). M u e stra C ro m ita - O liv ino L n K D T(®C) 6 9 -6 8 1,14 1060 18 72-71 1,10 1082 7 6 - 7 4 1,12 1085 44 2 6 - 2 7 1,18 1075 105 4 4 - 4 2 1,62 864 125b 3 7 - 3 6 1,66 883 Los câlculos realizados con las inclusiones de crom ita (Cr* 58-51 > Al* 34-29 > Fe* 18-12), localizadas en o cerca al centro de los m icrofenocristales o m icrocristales de olivino que las contienen (Fo89-85), para algunas lavas recientes de los sectores norte y central del CVNFI, han perm itido establecer un rango de tem peratura para la cristalizaciôn prim aria de este par, olivino-crom ita, entre 1085 - 1059®C (Figura 161 y Tabla 14). U n segundo intervalo de tem peratura estâ entre 884 - 864®C. 279 Capitulo 7 7.8.4 GEOTERMOMETRO DE OLIVINO-LIQUIDO D iferentes autores han dem ostrado que la tem peratura de cristalizaciôn del olivino es funciôn inversa del logaritm o de los coeficientes de distribuciôn entre olivino y liquido para diferentes cationes (p.e. Roeder & Emslie, 1970; Roeder, 1974; Leem an 1977). Tam bién se ha dem ostrado que estos coeficientes de reparto pueden ser funciôn de la presiôn, l a y la com posiciôn del liquido (p.e. Irvine & Kushiro, 1976; Longhi e t. a l . , 1978; Ford e t. a l , 1983). Tabla 15. D iferen tes geo ten n ô m etro s ap licados al pa r o liv ino-liqu ido , para cada una de las un idades del C V N H . C âlcu los efec tuados con el p rogram a C p x - P l a g - O l T h e r m o b a r de P u tirka (2005). Geotermometros Putirka Putirka Putirka Putirka Beattie Langmuir et. al. (1992)(2005) (2003) (n.p.) (1997) (1993) Ford et. al. (1983) Unidad Roca Olivino T(“C) T(°C) T(“C) TUO T(°C) T(“C) T (“C) 407 12 925 1018 931 1049 1077 827 1112 Q lls 414 110 945 1021 949 1059 1080 843 1123 414 111 956 1019 959 1064 1080 850 1138 Q llm 412 109 1156 1112 1135 1146 1163 987 1218 307 69 1077 1069 1070 1126 1121 958 1152 Q lli 307 72 1068 1070 1063 1123 1121 953 1142 307 76 1070 1070 1064 1124 1121 954 1145 307 93 1075 1069 1069 1125 1121 957 1150 18 67 1137 1092 1120 1143 1145 982 1205 18 68 1122 1093 1107 1137 1145 973 1189 18 70 1130 1093 1113 1140 1145 978 1197 18 71 1123 1093 1107 1138 1145 974 1190 Q 2 rn 18 74 1122 1093 1107 1137 1145 973 1189 18 80 1121 1093 1106 1137 1145 973 1188 104 35 1108 1089 1093 1125 1140 955 1191 105 42 980 1032 982 1074 1091 866 1128 105 43 1016 1028 1013 1089 1091 887 1174 115 16 1011 1044 1009 1089 1101 890 1138 107 24 952 1022 955 1060 1082 846 1119 Q la n 200 51 1077 1067 1068 1121 1121 947 1159 200 52 1082 1066 1073 1123 1121 950 1165 200 53 1071 1068 1063 1119 1121 944 1153 428 32 1089 1074 1080 1125 1126 955 1164 Q lp n 428 36 1096 1073 1085 1127 1126 959 1171 428 42 1086 1074 1077 1123 1126 953 1160 428 48 1088 1074 1079 1124 1126 955 1163 44 24 1142 1105 1122 1140 1156 975 1214 44 25 1147 1105 1126 1142 1156 978 1219 Q 2rc 44 27 1133 1106 1115 1137 1156 971 1205 125 40 1035 1046 1029 1097 1105 903 1171 429 84 1099 1094 1086 1125 1144 951 1181 429 86 1115 1092 1099 1131 1144 959 1198 233 64 1133 1104 1115 1139 1154 977 1199 Q la c 233 67 1134 1104 1116 1140 1154 977 1200 439 54 1045 1053 1039 1109 1111 922 1160 Q lp c 403 98 1062 1073 1056 1117 1123 941 1137 403 102 1066 1072 1059 1119 1123 944 1142 Q 2rs 135 67 1114 1079 1104 1142 1131 988 1169 229 20 1096 1076 1088 1133 1127 973 1152 280 Quîmica Mineral El prim er geoterm ôm etro fue propuesto por Roeder & Em slie (1970), de tal form a que la tem peratura en grados K elvin es expresada segùn las form ulas m atem âticas presentadas en Roeder (1974): / o g = ( 3 4 ( ^ 0 / 7 ) - 7 , 7 0 /og (FeO"/" = (3740 / 7) - 2, Ford e t. a l. (1982) incluyen en su form ulaciôn m atem âtica, a la com posiciôn del liquido y la presiôn, de tal form a que para cada elem ento el logaritm o neperiano { L n ) de cada coeficiente de distribuciôn para cada elem ento (principalm ente M g, Fe, C a y M n) sera funciôn no sôlo de la tem peratura sino tam bién de la presiôn y del contenido de cada elem ento en el liquido. Para calcular las tem peraturas de cristalizaciôn de los olivinos analizados en CV NH se ha utilizado el program a de câlculo C p x - P l a g - O l T h e r m o b a r , desarrollado por Putirka en 2005 utilizando una tabla de câlculo Excel, que contiene varios term ôm etros olivino-liquido (Tabla 15). En dicha tabla de câlculo, su autor, propone y calibra un nuevo term ôm etro olivino- fundido, con la intenciôn de que un ùnico term ôm etro olivino-liquido pueda ser aplicado tanto a condiciones hidratadas com o anhidras. Junto a éste incluye varios geoterm ôm etros de olivino, de diferentes autores: p.e. Ford e t. a l . (1983), L angm uir et.al. (1992) y Beattie, (1993). A dem âs incluye otros geoterm ôm etros suyos: p.e. Putirka (1997) - recalibrando a ♦ Pum a 2003 ♦ Beaitie 1993 ♦ Ford et ^ 19B3 ♦ Media FWirka 2003 ♦ Media Baattie 1963 ■ Media Ford et al 1963 O Laguna Super or ♦ Laguna Jrtermedio ♦ Laguna Manor ♦ Reciente Noie ♦ Antiguo Note APrBKjüa Noie □ Reciente Cental ■Andguo Cental ■ PreHuila Cental ♦ Sur %cienle O Laguna Superior ♦ Lagune htermedlo ♦ Laguna Martor ♦ Rec«nie Note ♦ Antiguo Noie ♦ PreHuila Noie □ Reciente Cental ■ Antiguo Cental ■ PreHuila Cantal ♦ Sia %ctente F ig u ra 162. T em peraturas ca lcu ladas para el p ar o liv ino -liqu ido , con el p ro g ram a C px-P lag -O l T h erm obar de Putirka (2005): a ) u tilizando très d ife ren tes g eo ten n ô m e tro s d iferen tes = Ford et. al. (1983), B eattie (1993 ) y Putirka (2 0 0 3 ) . b y e) V ariaciôn de la tem p era tu ra para el par o liv ino -liqu ido , en tre las d iferen tes un idades del C V N H , segùn g eo te rm ôm etro s P u tirka (2003) y B eattie (1993 ) respec tivam en te . 281 Capüulo 7_________________________________________________________________________________ R oeder & Em slie, 1970 - basado en M g, en el contenido de Na, Al y Si en el liquido y el valor de la presiôn. Con estos câlculos se obtuvieron, en general, para los olivinos de las lavas del CVNH tem peraturas entre 1219 a 925®C, con prom edios que varian entre 1118 a 942®C. Pero restringiendo los resultados a sôlo aquellos obtenidos con los m odelos de Ford e t. a l. (1983), Beattie (1993) y Putirka e t. a l. (2003), el rango de variaciôn se acorta entre 1219 y 1018®C, que résulta m âs coherente con las tem peraturas obtenidas por el geoterm ôm etro olivino- crom ita. En la F igura 162a, las tem peraturas m âs bajas (-1 1 0 0 - 1000°C) son las obtenidas con el geoterm ôm etro de Putirka (2003), m ientras que los câlculos con Ford e t. a l. (1983) y Beattie (1993) son m âs altas (>1070°C). Las tem peraturas del olivino m âs bajas se registraron en Laguna Superior, y en algunas lavas de Huila Reciente y A ntiguo del N orte (Figuras 162b y c). Para las dem âs unidades, las tem peraturas son m ayores (> 1050 o 1100°C). Los olivinos de Pre-H uila (N orte y Central) y de Laguna inferior son de tem peraturas interm edias, relativam ente coincidentes con los valores de obtenidos para los olivinos del H uila Reciente del Sur (-1 0 7 0 - 1120°C). 7.8.5 GEOTERMOBAROMETRO DE CLINOPIROXENO-LIQUIDO En el pasado varios autores propusieron diferentes geoterm ôm etros, de gran utilidad en rocas con alto contenido de piroxenos, utilizando el clinopiroxeno generalm ente en com binaciôn con otra fase m inerai coexistente: p.e. Pow ell & Pow ell ( 1974) plantean el geoterm ôm etro olivino- clinopiroxeno. W ood & Banno (1973) y W ells (1977) presentan respectives geoterm ôm etros clinopiroxeno-ortopiroxeno los cuales reproducen con fiabilidad tem peraturas m agm âticas para andesitas (M ora et. al., 2002). Los geoterm ôm etros de K retz (1982), L indsley (1983) y D avidson & Lindsley (1985) son aplicables sôlo a piroxenos ricos en Ca, pero que coexistan siem pre con otro piroxeno pobre en Ca. Al igual que en los olivinos, se ha utilizado el program a C p x - P l a g - O l T h e r m o b a r de Putirka (2005) para calcular tem peraturas y presiones de cristalizaciôn de clinopiroxenos del CVNH en equilibrio con el fundido (Tabla 16). Para efectuar los câlculos, en este program a se sigue los m odelos del m ism o autor Putirka e t. a l . (1996 y 2003) y Putirka (2005). Estos câlculos han sido calibrados usando experim entos en un am plio rango de liquides silicatados. El program a arroja resultados sôlo si realm ente la condiciôn de equilibrio se da con certeza, los com ponentes del clinopiroxeno son calculados segùn el proceso norm ative de Lindsley (1983), los cationes son calculados para 6 oxigenos y Fe^^ es calculado segùn Lindsley (1983) y D roop (1987). Para com parar, se ha utilizado tam bién el geoterm ôm etro para 282 Quîmica Mineral T a b la 16. V alores de T y P calcu lados con geo te rm ô m etro B rizi et. al (2000 ) y geo te rm obarom etro de Pu tirka (2005 ) ap licados al p a r clinopiroxeno-h 'qu ido , para cara una de las un idades del C V N H . Brizi et. al. (2000) Putirka (2005) Roca 1 Clinopx T(T) T(“C) 1 P(kbar) 407 1 895 407 2 906 1077 407 13 892 1114 407 14 909 407 22 914 1098 414 1 905 1066 414 2 916 1157 2,9 414 3 925 1162 3,5 414 4 914 1061 414 9 906 414 11 909 1072 412 94 917 1205 4,8 412 95 943 1206 4,7 412 100 925 1200 4,5 415 21 894 415 32 913 110 25 914 1172 2,6 110 32 926 1175 3,1 110 33 920 1155 110 37 916 1170 2,4 307 67 916 1021 307 68 907 1097 307 71 940 307 74 929 1159 1,9 307 75 909 307 78 907 1082 411 33 920 1150 1,4 411 34 924 1152 1.7 411 44 912 1149 1,3 411 47 923 1136 411 48 934 1170 3,9 411 51 942 1165 3.6 18 75 913 18 79 911 971 18 83 881 1165 18 84 917 1178 2,9 104 30 920 1190 3,3 115 17 908 1148 1,9 107 20 927 1116 111 69 890 1121 111 87 915 1175 2,6 200 55 915 1146 200 57 921 1173 3,7 200 58 933 1180 3,9 203 79 912 1050 424 108 926 1041 30 5 917 30 6 917 1056 30 13 910 1125 30 14 915 30 15 913 30 16 923 1157 2,3 30 20 917 1167 3,4 30 23 910 30 24 915 1164 2,6 30 44 942 30 54 920 1136 401 20 910 1135 Brizi et. al. (2000) Putirka (2005) Roca 1 Clinopx T(T) T(“C) 1 P(kbar) 401 21 912 1156 3,3 401 22 922 1153 2,8 401 24 914 1111 428 33 924 1158 1,5 428 41 907 1138 13 1 912 1202 13 2 925 1133 13 8 912 1078 13 15 920 1117 13 38 913 13 39 930 1133 41 80 922 1158 2,7 41 83 918 1157 2,5 41 84 900 1148 1,3 44 29 914 1213 6,3 44 31 922 1146 125 34 910 1104 125 36 877 1166 2,7 125 37 913 1158 2,0 125 41 887 1157 1,7 125d 77 919 1159 2,7 125d 78 911 1180 5,4 125h 51 915 1166 4,2 429 80 934 1157 429 81 919 1112 429 82 891 1059 429 87 941 1172 1.6 429 88 886 429 94 920 429 95 928 1129 233 66 910 1176 1,8 236 1 924 1146 1.8 236 2 928 1147 1,9 439 58 925 1131 439 60 919 439 62 912 1074 49 55 913 1060 49 65 925 1162 1,1 49 67 921 1142 49 74 912 49 85 910 1166 1.6 49 86 916 1136 135 65 914 1149 227 45 916 1195 7,6 227 46 877 1149 2,0 227 47 921 1153 3,7 227 49 905 1160 5,4 227 50 909 1153 5,2 228 25 931 1166 4,4 228 26 923 1156 3,1 229 10 856 1176 3,3 229 12 923 1150 1.1 229 19 923 1155 1,7 229 21 918 1167 3,2 229 22 905 1098 51 60 923 1143 1,4 51 63 921 1183 6,0 51 64 913 1164 4,0 clinopiroxeno de Brizi e t. a l. (2000). En general, aplicando el geoterm obarom etro de Putirka (1996) se obtuvieron, para los clinopiroxenos de las lavas del CV N H , un rango de tem peraturas, entre 1221 y 971®C, en concordancia con las tem peraturas obtenidas con el geoterm om etro olivino-liquido. 283 C a p U u lo 7 T a b la 16 (c o n tin u a c iô n ) . V alores de T" y P ca lcu lados con geo term ôm etro Brizi et. al (2000) y geo term obaro ­ m etro de Putirka (2005) ap licados al par c linop iroxeno-liqu ido , para cara una de las un idades del C V N H . Brizi et. al. (2000) P u tirka (2005) Roca 1 Clinopx TCO TCO 1 P(kbar) 51 68 915 1159 3,5 54 1 928 1099 54 2 911 1102 54 25 919 1094 54 26 922 1111 54 27 930 1153 2,9 54 35 926 1168 5,1 54 37 922 1116 139 101 906 1123 139 102 910 139 103 911 139 105 909 1096 143 17 895 1162 2,5 143 18 919 1221 146 31 906 1122 146 36 914 1145 337 54 924 1166 2,7 337 55 942 337 56 926 1158 1,5 341 108 918 1155 2,5 341 116 924 1129 % O Laguna Iniermedio 1000 1050 1100 1150 1200 1250 T C 0 ▲ A A I' A R txiente A A AAa A .Antiguo N orte A Pre-Huila N one B d □ Recicnie □ Aniiguo o o„* ® Domo O I^ecieniç Sur • Amiguo Sur • Pre-Huila Sur F ig u ra 163. V ariaciones P-T de los c linop iroxenos de las lavas de las d iferen tes un idades del C V N H . V alores P-T ob ten idos para el geo term ôm etro clinop iroxeno -liqu ido , de P utirka (1996) con el program a C p x - P l a g - O l T h e r m o h a r de Putirka (2005). Igualm ente los valores de presiôn, segùn Putirka (1996), varian en un am plio rango, entre 7,6 y 1,1 kbar, que corresponderian a valores de profundidad entre 23 y 3 km aproxim adam ente. Las tem peraturas obtenidas segùn Brizi e t. a l . (2000) son considerablem ente inferiores (943 a 8 5 6 T ) . 284 Quimica Mineral En cuanto a la variacion de la tem peratura (calculada con Putirka, 1996) en funcion de la posicion estratigrafica (Figuras 163), hay una am plia oscilaciôn entre valores altos, principalm ente para unidades de H uila Reciente, Pre-H uila y Laguna Interm edio e Inferior, y valores m as bajos registrados en las unidades de H uila Antiguo, Laguna Superior y el D om o Volcanico M orro Negro. Igualm ente con respecto a la presion, hay una am plia dispersion de valores, aunque una clara tendencia d irecta respecto a la tem peratura, asi m uchos de los valores m as altos se dan en H uila Reciente de los sectores N orte y Central, m ientras valores interm edios a bajos para Pre-H uila y H uila Antiguo. 7.8.6 GEOTERMÔMETRO Y GEOBAROMETROS DE ANFIBOL Para el câlculo de la presion de cristalizaciôn del anfibol existen diversos geobarôm etros, em piricos o sem i-em piricos, y se basan fundam entalm ente en el postulado de que el contenido de Al^ en el anfibol es proporcional a la presion total. En dichos experim entos se m iden las condiciones de equilibrio para una paragénesis m inerai determ inada que contenga anfibol del tipo hom blenda, som etida a diferentes presiones, y se observa côm o varia el contenido del Al en el anfibol en funciôn de dichas presiones. Esa variacion se ajusta a una ecuaciôn norm alm ente lineal. A partir de dicha ecuaciôn, y conociendo el contenido de Al de un anfibol problem a, se puede calcular su presion de cristalizaciôn. E jem plos de estos geobarôm etros son: Ham m arstrom & Zen (1986): P ^ ( 5 ,0 5 * A l ^ - 3 ,9 2 ± S k b a r H ollister e t. a l , (1987): P = ( 5 ,6 4 - 4 , 7 6 ± I k b a r Johnson & R utherford (1989): P = ( 4 ,2 3 * - 3 ,4 6 Blundy & H olland (1990): P = ( 3 ,5 3 * A l ^ ) - 5 ,0 3 Los geoterm ôm etros aplicados a anfiboles se basan en que el contenido de Ti en el anfibol es m ayor m ientras m as alta baya sido su tem peratura de cristalizaciôn (H elz, 1973). Esta relaciôn se cuantihca m ediante expresiones m atem âticas de tipo em pirico, puesto que los m odelos term odinâm icos de distribuciôn de cationes en el anfibol son m uy com plejos, debido a su com plicada com posiciôn quim ica. O tten (1984) présenta una de estas calibraciones em piricas, con dos ecuaciones, que m uestran la dependencia del contenido de Ti présente en el anfibol, con respecto a la tem peratura: r = #77 9 7 0 ^ : jT== (7J?04 * 27) 4 - P/fOoc En la Tabla 17 se presentan los valores prom edio de las presiones calculadas segùn cuatro diferentes geobarôm etros, para cada uno de los estadios, sectores y tipos litolôgicos. Estos valores varian entre 7,0 y 3,8 kbar, siendo los valores m as bajos (< 5,8 kbar) los obtenidos 285 Capitula 7 T a b la 17. V alores p rom edios de y P ca lcu lados con el g eo te rm ô m etro de O tten (1984) y varios g eo b arô m et­ ros ap licados al anfibo l, para ca ra una de las un idades del C V N H . Otten (1984) Hammarstrom & Zen (1986) Hollister et a! (1987) Blundy & Holland (1990) Johnson & Rutherford (1989) 1 Promedios T(»C) P (Kb) 1 P(Kb) P(Kb) P(Kb) 1 P(Kb) 11 P(Kb) Media Max Min Pm ix Pmin P(Kb) P(Kb) P(Kb) Huila Reciente 819 5,5 5,8 5,8 4,4 4,9 3,9 5,1 5,8 3,9 Huila Antiguo 823 5,8 6,1 6,2 4,7 5,2 4,2 5,4 6 ,2 4,2 Pre-Huila 841 5,9 6,2 6,3 4,8 5,3 4,3 5,5 6,3 4,3 Laguna 841 5,5 5,8 5,9 4,4 4,9 3,9 5,1 5,9 3,9 Norte 826 5,2 5,5 5,6 4,3 4,7 3,8 4,9 5,6 3,8 Centro 814 5,5 5,8 5,9 4,5 5,0 4,0 5,1 5,9 4,0 Sur 838 6,5 7,0 6.9 5,3 5,8 4,8 6,1 7,0 4,8 Media 829 5,7 6,0 6,1 4,6 5,1 4,1 5,3 6,1 4,1 O L a a in a Intemiedia A A A Reciente N orte A Antiguo N orte ▲ Pre-Huila N orte ■ Pre-Huila Central O R e c ie n le S u r • A n tig u o S u r • P re -H u ila S u r F ig u ra 164. V ariaciones P -T de los anfibo les de las lavas de las d ife ren tes un idades del C V N H . V alores P- T ob ten idos para el g eo te rm ôm etro de anfibol de O tten (1984 ) y el g eobarôm etro de Johnson & R utherfo rd (1989). segùn Johnson & Rutherford ( 1989). Los valores prom edio de tem peratura calculada segùn el geoterm ôm etro de O tten (1984) varian entre 841 y 814°C. Para exam inar en detalle las variaciones de P y T, entre las diferentes unidades del CV N H (Figuras 164), se han escogido el geoterm ôm etro de anfibol (2) de O tten (1984) y el geobarôm etro de Johnson & R utherford ( 1989). La presiôn ( P m e d i a ) calculada va desde 6,5 a 2,0 kbar. Este intervalo de presiôn équivale a profundidades entre 20 y 6 km aproxim adam ente. La tem peratura varia entre 940 y 710”C (Tabla 18). Este rango de tem peraturas se encuentra dentro del intervalo de tem peraturas (950 - 650°C) en el que segùn H elz (1973) cristalizan 2 86 Quimica Mineral T ab la 18. V alores de y P ca lcu lados p a ra los an fibo les analizados del C V N H , con el geo term ôm etro O tten (1984) y el geobarôm etro de Johnson & R u therfo rd (1989). Otten (1984) Johnson & Rutherford (1989) Roca Anfibol T(°C) P(kb) 407 4 818 5,1 407 20 842 4,3 407 21 843 4,3 407 23 831 4,4 414 112 823 4,3 414 113 853 4,0 414 114 839 4,5 414 115 816 3,9 414 17 829 4,0 412 101 781 3,6 412 104 805 4,3 415 39 876 5,0 415 46 829 3,7 110 26 855 4,9 110 38 843 5,3 307 61 894 4,6 307 73 803 3,9 307 77 916 4,5 307 92 739 2,7 411 31 939 5,6 411 50 889 6,0 18 77 834 5,0 18 86 839 5,3 18 87 827 5,2 18 88 854 4,9 105 3 745 4,2 105 4 737 2,5 105 5 787 4,0 105 40 872 5,0 105 41 865 5,2 115 19 765 2,4 115 20 731 4,3 115 21 773 2,0 107 9 869 4,4 107 18 909 4,5 107 19 848 3,2 107 22 863 5,9 107 23 815 4,2 111 80 794 4,8 111 81 820 4,9 111 83 909 4,2 200 49 761 5,5 200 50 775 2,9 203 75 763 3,1 424 109 821 3,2 30 1 860 6,0 30 2 839 5,1 30 21 889 3,6 30 22 784 5,6 30 49 926 4,5 30 50 886 4,0 401 5 826 5,0 401 6 830 4,8 401 18 801 5,0 401 19 807 4,6 401 27 816 4,4 401 28 867 5,1 428 35 845 5,7 Otten (1984) Johnson & Rutherford (1989) Roca 1 Anfibol T(°C) P(kb) 13 5 771 4,0 13 9 851 5,7 13 10 845 5,7 13 11 829 3,1 13 16 847 3,7 13 20 819 2,4 13 35 841 5,2 13 52 828 3,2 13 53 847 3,5 13 55 836 2,9 13 56 842 3,2 41 78 810 3,8 41 88 769 2,1 44 22 776 5,2 44 23 779 5,1 125 38 817 5,9 125 39 784 3,4 125b 43 726 5,4 125b 44 757 5,3 125h 48 770 3,5 125h 63 763 2,0 429 83 893 5,2 236 6 780 5,1 439 73 851 5,3 439 77 842 6,1 403 78 806 5.3 403 79 777 5,0 403 80 806 5,2 403 81 844 6,1 403 82 807 5,6 403 91 908 4,3 49 60 914 6,0 49 62 907 5,6 49 63 929 5,7 49 64 934 5,6 49 68 919 5,5 49 69 847 5,1 49 70 905 5,2 49 71 898 5,3 227 55 711 6,3 227 56 712 5,9 228 23 783 5,3 228 24 761 5,2 228 30 777 5,4 229 17 829 6,1 229 18 882 5,8 53 25 723 5,4 54 3 856 5,3 54 19 828 5,6 54 30 837 5,4 54 31 867 6,5 54 33 858 5,9 139 118 802 4,6 139 119 777 2,9 146 34 782 4,8 337 58 872 4,9 337 73 877 5,5 337 77 833 3,9 341 118 833 5,4 los anfiboles de m agm as calcoalcalinos. En general, las tem peraturas m as altas se registran en los anfiboles de las unidades de Pre- Huila, en los tres sectores, en L aguna Inferior y en el D om o M orro N egro. C on tendencia a dism inuir desde las unidades de P re-H uila hacia el H uila Reciente. Igualm ente los valores 287 Capitula 7_________________________________________________________________________________ de la presiôn calculada para los anfiboles tienden a dism inuir desde Pre-H uila hacia H uila Reciente, excepto para todas la unidades del sector sur que en general registran presiones de cristalizaciôn para los anfiboles m ayores a 4,6 kbar. Tabla 19. V alores de T® y P ca lcu lados con el geo term ôbarom etro de Putirka (2003) ap licados a p lagioclasa- liquido, en las m uestras del C V N H analizadas. I Geotermobarometro | Putirka (2003) | | Geotermobarometro | Putirka (2003) | C ond ic iôn h id ra tada C ondic iôn h id ra tada Roca 1 Plagioclasa | T(°C) P(kb) 407 3 1118 6,0 407 5 1120 8,3 407 6 1140 14,8 407 7 1122 9,1 407 8 1141 15,4 407 9 1132 13,3 407 10 1123 9,4 414 5 1126 10,2 414 6 1120 6,5 414 7 1144 16,9 414 13 1121 7,5 414 14 1120 5,2 414 15 1136 14,5 414 16 1121 7,6 414 117 1135 13,5 412 96 1124 8,9 412 97 1116 3,8 412 98 1143 14,6 412 99 1126 10,0 412 102 1154 11,7 412 103 1121 6,3 412 105 1128 10,1 412 106 1116 2,8 415 24 1165 10,6 415 25 1169 12,2 415 26 1157 5,5 415 29 1157 6,7 415 30 1163 8.4 415 40 1168 12,9 415 41 1161 10,2 415 41 1161 10,2 415 42 1164 11,4 415 43 1156 6,3 415 44 1159 7.9 415 45 1159 8,4 110 27 1163 4,2 110 39 1180 13,6 110 40 1181 14,1 307 80 1159 7,5 307 81 1154 3,5 307 82 1154 3,6 307 83 1156 5,8 307 84 1163 11,0 307 85 1158 8,5 307 86 1164 11,2 307 87 1156 7,3 307 88 1159 9,9 307 89 1160 9.8 307 90 1157 8,3 307 91 1159 8,9 411 25 1177 9,3 411 26 1178 10,2 411 27 1176 8,8 411 28 1173 6,6 411 29 1178 9,7 411 30 1173 7,5 411 55 1175 9,1 411 56 1172 6,7 Roca 1 Plagioclasa j T(“C) P(kb) 411 57 1177 10,0 411 58 1169 4,0 411 59 1176 10,6 411 60 1173 7.0 18 60 1139 8,2 18 61 1165 14,9 18 62 1167 15,4 18 73 1151 13,0 18 81 1132 3,4 104 33 1127 7,3 104 34 1134 10,3 105 1 1150 13,6 105 2 1138 11,8 115 12 1157 15,4 115 13 1146 12,7 115 14 1147 12,7 107 21 1131 11.6 111 76 1117 9,4 111 77 1116 9,1 111 82 1109 5,7 200 47 1149 9,9 200 48 1145 4,9 203 83 1136 15,3 424 98 1121 8,9 424 99 1140 15,1 424 111 1133 13,8 30 25 1142 10,7 30 26 1142 10,7 30 27 1141 10,6 30 28 1140 10,4 30 29 1136 8,7 30 30 1143 11,4 30 31 1140 10,0 30 32 1151 . 12,6 , 30 33 1147 12,2 30 42 1146 11,1 30 43 1139 9,8 30 51 1143 11,2 30 52 1142 11,4 30 53 1133 6,3 401 7 1168 11,6 401 8 1171 13,0 401 9 1174 14,6 401 10 1183 12,9 401 15 1169 12,2 401 25 1169 11,6 428 34 1165 12,6 428 37 1169 13,4 428 46 1164 12,8 428 47 1175 16,3 13 6 1168 15,7 13 23 1151 10,2 13 24 1150 10,3 13 36 1170 15,6 13 37 1157 13,0 41 90 1124 7,9 44 32 1160 16,9 125 42 1146 14,2 288 Quimica Mineral T a b la 19 (c o n tin u a c ié n ) . V alores de T® y P ca lcu lados con el geo term obarom etro de P u tirka (2003) ap licados a p lag ioclasa-llqu ido , en las m uestras del C V N H analizadas. ^^M tëmobaromet^^^^|Tudrk^2ÔÔ3Vj |^^Geotennobarometm^J^^^^udHça^2003^__j C ondic iôn h id ra tada C ondic iôn h id ra tada Roca 1 Plagioclasa T (°C) P(kb) 125 43 1128 5,8 125 44 1134 9,9 125b 38 1170 17,4 125b 39 1152 12,8 125b 40 1151 12,5 125d 69 1142 13,8 125d 70 1129 9,9 125d 71 1122 6,6 125d 72 1128 9,4 125b 49 1140 13,4 125b 57 1142 14,1 125b 58 1145 14,1 125b 59 1131 10,0 125b 60 1133 10,5 125b 61 1134 11,0 429 85 1165 18,4 429 91 1140 12,4 429 92 1133 9,8 233 65 1130 8,7 236 7 1160 6,5 236 8 1172 12,3 236 9 1169 11,5 439 57 1158 15,8 439 70 1134 8,9 439 71 1138 10,1 439 72 1144 13,1 439 78 1138 11,0 439 79 1138 11,1 403 84 1141 7,6 403 97 1141 7,6 403 99 1148 11,5 403 100 1139 4,0 403 101 1142 7,8 49 56 1155 6,7 49 58 1162 10,7 49 59 1161 10,6 49 76 1159 10,1 49 77 1169 13,2 49 78 1161 10,0 49 79 1177 15,4 49 88 1155 7,0 49 89 1158 9,2 49 90 1157 8,3 49 94 1156 7,9 135 61 1166 7,4 135 62 1164 5,1 228 28 1158 11,3 228 29 1162 12,5 229 14 1160 5,4 229 16 1169 11,2 51 58 1136 6,7 51 59 1141 9,7 53 27 1162 11,0 53 28 1157 10,1 53 29 1161 11,1 54 7 1188 14,2 54 8 1183 12,8 54 9 1179 10,7 Roca 1 Plagioclasa T(T) P(kb) 54 10 1171 6,8 54 11 1182 12,7 54 22 1181 11,9 54 23 1183 12,6 54 24 1175 9,6 54 36 1173 8,7 54 39 1187 13,8 139 100 1119 9,9 139 108 1116 8,5 139 109 1120 10,0 139 110 1117 8,1 139 111 1117 8,2 139 112 1117 8,9 146 33 1138 11,0 146 38 1126 5,1 146 44 1147 14,1 146 45 1137 10,8 221 1 1131 5,6 221 5 1135 9,6 221 6 1133 7,8 221 7 1134 8.6 221 8 1131 5,7 221 9 1134 8,2 221 10 1131 6,0 221 11 1137 9,7 221 12 1133 7,5 221 13 1133 7,4 337 59 1136 4,8 337 60 1154 13,9 337 61 1141 9,3 337 71 1145 11,4 337 72 1139 8,0 341 103 1157 11,9 341 110 1152 9,4 341 112 1156 12,0 341 113 1154 11,5 341 115 1153 10,5 7.8.7 GEOTERMOBAROMETRO DE PLAGIOCLASA-LIQUIDO El prim er geoterm ôm etro plagioclasa-llquido fue calibrado por Kudo & Weill (1970), con diversas expresiones en funciôn de la P u p . Posteriorm ente recalibrado por M ather (1973) y D rake (1976). Dos condiciones son im portantes, tener en cuenta, para la cristalizaciôn de 289 Capitulo 7_________________________________________________________________________________ las plagioclasas: el contenido de A n tiende a dism inuir con la cristalizaciôn y la tem peratura dism inuye con la P h ,o . Otros autores han propuesto otros geoterm ôm etros de feldespatos coexistentes: p.e. Storm er (1975), Brow n & Parsons (1981), Green & Usdansky (1986), Fuhrm an & Lindsley (1988), entre otros. A1 igual que los olivinos y los clinopiroxenos, se ha utilizado el program a C p x - P l a g - O l T h e r m o b a r de Putirka (2005) para calcular tem peraturas y presiones de cristalizaciôn de plagioclasas del CV NH en equilibrio con el fundido (Tabla 19). Para efectuar los calculos, en este program a se signe los m odelos del m ism o autor Putirka e t. a l . (2003 y 2005). Estos calculos han sido efectuados para condiciones hidratadas, usando la com posiciôn quim ica de cada plagioclasa analizada y la com posiciôn quim ica total de la roca que la contiene. Las tem peraturas obtenidas varian entre 1188 y 1109“C, y las presiones entre 18 y 3 kbar, que indican un rango de variaciôn para la profundidad entre 55 a 9 km. Estas condiciones de P y T resultan aproxim adam ente équivalentes a las obtenidas con los pares olivino-liquido y clinopiroxeno-liquido. La m ayoria de las unidades cubren casi todo el am plio rango de variaciôn de la presiôn ( -2 0 a 4 kbar). Por el contrario, en cuanto a la variaciôn de la tem peratura de form aciôn de las plagioclasas, es donde las unidades del CV NH m uestran cierta tendencia especifica (Figuras 165). Las tem peraturas m as altas se reportaron para las plagioclasas de la Laguna Inferior, H uila Reciente y Dom o M orro N egro, am bas del sector sur. Las tem peraturas m as bajas en Laguna Superior y en H uila A ntiguo de norte. Tem peraturas interm edias, quedan asignadas a las dem âs unidades: Pre-H uila en los tres sectores. Huila A ntiguo en sur y centro. H uila Reciente del norte y centro y Laguna Interm edia. 290 Quimica Mineral O Laguna Iniermed» ♦ Laguna A A A Prehiifla Notie □ □ □ a □ □ □ □ Cl I d □ □ □ • • • % • Recicnte Sur • Amjguo Sur ePrcHuda Sur F ig u ra 165. V ariaiones P -T de las p lag ioclasas de las lavas de las d iferen tes un idades del C V N H . V alores P- T ob ten idos para el geo te rm obarom etro p lag ioclasa-liqu ido , de P u tirka (1996) con el p rogram a C p x - P l a g - O l T h e r m o b a r de P u tirka (2005). 291 Consideraciones petrogenéticas 8.- CONSIDERACIONES PETROGENETICAS Uno de los aspectos m as im portantes en el estudio de un conjunto de rocas igneas com o las que conform an el CV NH , es determ inar los procesos que les dieron origen, tratando de establecer y caracterizar el tipo de m aterial o zona fuente del m agm a o m agm as parentales e identificar los m ecanism os que condujeron a la evolucion desde aquellas rocas m as prim arias hasta las m as evolucionadas. Este capitulo constituye una aproxim acion a la petrogénesis del CVNH. Se abordan de m anera prelim inar los principales aspectos petrogeneticos, arriba m encionados, puesto que un estudio de detalle se encuentra fuera de los objetivos de esta investigaciôn. 8.1 EL CV NH EN EL M A R C O DE LA PE TR O G ÉN E SIS M AG M A TIC A DE LO S AN D E S DEL NO RTE En los m odelos clâsicos para genesis de m agm as tipicam ente calco-alcalinos en zonas de subducciôn, se ha planteado norm alm ente que la cuna m antélica funde para dar origen a los m agm as prim arios que alim entan los sistem as volcânicos ubicados en la corteza. Es am pliam ente aceptado que las rocas, predom inantem ente andesitas, que form an los arcos volcânicos en zonas de subducciôn, donde convergen corteza oceânica y continental, se originan por la diferenciaciôn de aquellos m agm as basâlticos prim arios, siendo adem âs afectada su evoluciôn por la interacciôn de estos fundidos con la corteza continental que atraviesan (capitulo 2). El grado de m odificaciones que im prim a esta interacciôn a los m agm as va a depender del grosor y com posiciôn de las rocas que conform an esta corteza. Igualm ente es de aceptaciôn general que en las zonas de subducciôn m odem as la genesis m agm âtica depende en gran m edida de la interacciôn entre la cuna astenosférica y la plaça oceânica subducente. En la m ayoria de las zonas de subducciôn la plaça subducente es vieja (ca. 60 M a), por lo tanto estâ fria, y asi el gradiente geotérm ico dism inuye a lo largo de la zona de Bennioff. En estas condiciones, la p laça subducente se deshidrata antes de que pueda com enzar la fusiôn, los fluidos asi liberados, ascienden y m etasom atizan a la cuna m antélica, haciendo adem âs dism inuir su tem peratura s o l i d u s , lo que desencadena la fusiôn parcial y asi la producciôn de m agm as calcoalcalinos. U na segunda altem ativa, aun en discusiôn, se plantea cuando la que subduce es una plaça oceânica joven (< 20 M a) y aun caliente, el gradiente geotérm ico a lo largo del piano de B en ioff es alto, por lo tanto la tem peratura de fusiôn es alcanzada antes de que la p laça subducente haya sido deshidratada com pletam ente. 293 Capitulo 8_________________________________________________________________________________ Se considéra entonces que la fusiôn de esta plaça subducida, caliente, es la fuente de los denom inados m agm as adakiticos (p.e. D rum m ond et. al., 1996, Sam aniego e t. a l , 2002, G arrison & Davidson, 2003 y Castillo, 2006). Adem âs de la fusiôn de la cuna m antélica hidratada o de la plaça subducida m odificada af a c i è s eclogita, han sido planteadas otras posibles fuentes de los m agm as en zona de subducciôn de m argen continental activa: p.e. fusiôn de los sedim entos que suprayacen la p laça subducente, fusiôn de la corteza continental o la com binaciôn de algunas o todas las anteriores fuentes (p.e. Calvache, 1995). Com o ya se ha senalado antes (capitulo 2), con respecto al m agm atism o de los Andes del Norte, se ha logrado establecer que la corteza profunda no m uestra evidencias de fusiôn parcial (W eber e t. a l , 2002). A dicionalm ente se considéra que los m ecanism os m âs im portantes para explicar la variabilidad de la com posiciôn de los m agm as andinos son la fusiôn parcial, la cristalizaciôn fraccionada y la m ezcla de m agm as. La Zona Volcânica Norte (ZVN) de los Andes es una de las 13 zonas de arcos volcânicos en el m undo donde se ha identificado la presencia de rocas con m arcada tendencia adakitica (Garrison & Davidson, 2003), concretam ente en Ecuador. D iversos estudios han sido realizado en esta zona, en los cuales se plantean teorfas diferentes sobre la génesis de estas rocas tan particulares (p.e. Bourdon et al, 2002; Sam aniego et al, 2002; G arrison & Davidson, 2003; Sam aniego et al, 2005 y Bryant et al, 2006). Estos estudios en general coinciden en senalar a la fusiôn parcial de la cuna m antélica com o el principal m ecanism o petrogenético, planteando para la tendencia adakitica m ecanism os norm ales de cristalizaciôn fraccionada profunda o la participaciôn de productos de la fusiôn de la corteza oceânica que m odihcan previam ente a la curia m antélica Particularm ente, en Colom bia, los m odelos petrogenéticos presentados para e l Com plejo Volcânico G aleras - CVG (Calvache, 1995) y el Volcân N evado del Ruiz - V N R (Vatin- Pérignon e t. a l . 1990) coinciden en senalar al m anto com o m aterial fuente. A dem âs, en el caso concreto del CVG, Calvache (1995) considéra que ha sido im portante la participaciôn de elem entos altam ente solubles o de fluidos provenientes de los sedim entos subducidos, y no se descarta la probable contribuciôn de la corteza continental, pero si se descarta la fusiôn de la corteza oceânica com o altem ativa petrogenética. Para las rocas de VNR, se propone a la cristalizaciôn fraccionada sim ple com o el principal factor que contrôla la evoluciôn del magma, desde un basalto parental hasta las dacitas (Vatin-Pérignon et. al., 1990). U na de las herram ientas m âs utiles en el estudio de la petrogénesis de estas rocas son las relaciones isotôpicas en los sistem as R b-Sr y Sm-Nd. En sentido am plio, se ha establecido que rocas igneas con relaciones *^Sr/*^Sr bajas, probablem ente provienen de m agm as 294 Consideraciones petrogenéticas derivados de un m anto peridotitico, el cual tiene relaciones Rb/Sr m uy bajas (p.e. B est & Christiansen, 2001). Asi m ism o rocas em pobrecidas en LREE, por lo que originalm ente poseen altas relaciones Sm /Nd (p.e. M O RB) desarrollarân, con el tiem po, altas relaciones •43Nd/i'‘4Nd, m ientras que rocas con bajas relaciones Sm /Nd, com o la corteza continental, que se encuentra enriquecida en LREE, generaran bajas relaciones '"'^NdA^'^Nd. D ada la im portancia de estos datos, se han determ inado las relaciones isotôpicas de Sr y N d de cinco rocas representativas de las diferentes unidades de CVNH: PreH uila, H uila A ntiguo, H uila R eciente y Laguna. Los anâlisis se realizaron en el Centro de G eocronologia y G eoquim ica Isotôpica de la U niversidad C om plutense de M adrid. Los datos sobre equipo y condiciones de anâlisis y m edida se encuentran en el A nexo 16. En la Tabla 13 y en la F igura 166, se aprecia com o la com posiciôn isotôpica Sr-Nd para las cinco m uestras analizadas del C V N H es notablem ente hom ogénea con valores de *‘̂ Sr/*®Sr = 0,7041 - 0,7042 y de ‘'*^Nd/*'"'Nd = 0,51279 - 0,51283, a pesar de la am plia variaciôn de los contenidos de los elem entos traza incom patibles Sr y Nb. Estos valores coinciden, a grandes rasgos, con los obtenidos, por diferentes autores, en otros edificios volcânicos de los A ndes del N orte. Especihcam ente, en Ecuador se han reportados valores de *^Sr/*^Sr = 0.7040 a 0,704543 y de ‘"‘̂ Nd/''*'*Nd = 0.512617 a 0.51295 (Bourdon e t. a /., 2002, Sam aniego e t. a l , 2005 y Bryant e t. a l , 2006), muy sim ilares a los registrados en varios volcanes, principalm ente de la zona suroccidental, de C olom bia, ^^Sr/^^Sr = 0.704090 a 0,704770 y '^ W ^ ^ 'N d = 0.512728 a 0.512975, (Jam es & M urcia, 1984 y M arin-C erôn, 2007). T ab la 13. V alores de las re lac iones iso tôp icas de los sistem as R b-S r y S m -N d, en cincos m uestras rep resen ta tivas de lavas del C V N H . U n id a d M u e s tra C la s if ic a c iô n ®^Sr/“ S r i« N d /^ ^ N d Q2rn 105 And. anfibolica + cpx Dacita adak 0.704167 0.512809 Q1an 2 03 And. anfibolico-clinopiroxenica Dacita adak 0.704160 0.512788 Q1pn 401 And. clinopiroxenica + opx Andesita dacitica calk 0.704140 0.512794 Q1ls 4 0 7 And. anfibolico-clinopiroxenica Dacita adak 0.704218 0.512823 Q1H 307 And. clinopiroxenica + opx Andesita ss calk 0.704171 0 512833 En la m ism a F igura 166, las m uestras del CV N H presentan una tendencia aproxim adam ente transversal a la dehnida por el M ORB y el OIB de E a s t P a c i f i c R i s e (EPR), el G a la p a g o s S p r e a d i n g C e n t r e (GSC) y el h o t s p o t de islas G alâpagos (GAL) en la zona de tipos m antélicos { m a n t l e a r r a y ) . Las m uestras se sittian en el m ism o sector que las m uestras de CV G y VNR. Al com parar las relaciones isotôpicas del CV N H con las de algunos volcanes del Ecuador (Figura 167), pueden establecerse sim ilitudes con la génesis de dichos volcanes. En cuanto a la naturaleza de los m agm as parentales de estas rocas, puede decirse que probablem ente hayan sido generados por fusiôn parcial de una fuente m antélica. La hom ogeneidad de 295 Capitulo 8 0 .5132 0.513 0 .5128 0 .5126 0 .5124 0 .5122 GSC 0.512 0 .702 0 .703 0 .704 0 .705 0 .706 0 .707 0 .708 0 .709 0.71 ' ' S r r s r F ig u ra 166. D iag ram a *’Sr/**Sr vs de las rocas del C om plejo V olcânico del H uila (C V N H ) anali­ zadas, com paradas con los cam pos de relaciones iso tôpicas Sr-N d de o tras zonas d iferentes, segùn los délim ita Sam aniego et al. (2005): G alâpagos S pread ing C entre (G SC ), East Pacific Rise (E PR ), Islas G alâpagos (G A L ), Z ona V olcânica N orte de los A ndes (Z V N ), Z ona V olcânica Sur de los A ndes (Z V S), Z ona V olcânica A ustral de los A ndes (ZV A), Z ona V olcânica C entral de los A ndes (Z V C ) y xenolitos de corteza con tinen tal inferior en SW de C o lom bia (C L C ). Para com parar se represen tan tam bién algunas m uestras de los volcanes co lom bianos N evado del R uiz (c ircu lo vende) y G aleras (c ircu lo ro jo), cuyos datos iso tôpicos son reportados p o r Jam es & M urcia (1984). las relaciones isotôpicas sugiere que la evoluciôn petrogenética no ha sido controlada significativam ente por el increm ento de la participaciôn de contam inantes derivados ya sea de la plaça subducente (M O RB alterado o sedim entos) o de la corteza continental. U na de las caracteristicas m âs significativas de las adakitas, en todo el m undo, es que presentan una signatura isotôpica baja, sim ilar al M ORB. Lo cual ha sido atribuido a generaciôn directa de los m agm as adakiticos desde la plaça oceânica subducida y a la ausencia de un com ponente sedim entario en su petrogénesis. A lgunas adakitas, incluso m uestran una signatura isotôpica de Sr radiogénico ligeram ente m ayor que el M ORB tipico, lo cual puede ser causado por cierto grado de asim ilaciôn cortical. En la F igura 168, puede verse com o las m uestras del CVNH, aunque caen dentro o m uy cerca del cam po de las adakitas cenozoicas tipicas, efectivam ente tienen una relaciôn *^Sr/*^Sr ligeram ente m ayor al rango correspondiente a éstas, y m âs baja que la de las rocas volcânicas de la ZV C de los Andes. 296 C o n s i d e r a c i o n e s p e t r o g e n é t i c a s 0 .7 1 3 0 .711 0 .7 0 9 0 .7 0 7 0 .7 0 5 0 .7 0 3 ZVS <1 \ A \ \ V \ > ♦ % 3 / 40 50 6 0 SiO, (%) 70 80 F ig u ra 167. V ariaciôn de las re lac iones iso tôp icas 8 7S r/86S r con respec to a S i0 2 de las m uestras del C V N H , com paradas con las lavas de algunos vo lcanes del E cuado r (1 = B asaltos y andesitas b asâ lticas, 2 = A ndesitas y dacitas, 3 = R io litas) del trab a jo de B ryant et al. (2006 ), en el cual adem âs se com para con m u ltip les datos repo rtados p o r d iverso s au to res para las Z V C y Z V S de los A ndes. 0 .7 1 6 0 .7 1 4 — co % e nh- CO 0 .7 1 2 - 0.71 — 0 .7 0 8 - 0 .7 0 6 - 0 .7 0 4 0 .7 0 2 R o c a s d e la ZVC - A n d es 50 100 150 200 Rb (ppm) F ig u ra 168. V ariaciôn de las re lac iones iso tôp icas 87S r/86S r con resp ec to al co n ten id o de R b en las m uestras del C V N H . Es en un d iag ram a co m o esté que D rum m ond e t al. (1996 ) dejan ver las d ife ren c ias en tre adak itas cenozo icas y rocas ca lcoa lca linas and inas, tip icas , com o las de los A ndes C en tra les, c la ram en te separadas por el lim ite 87S r/86S r = 0 ,7045 . Igualm en te, para co m p arar se rep resen tan a lgunos datos de los vo lcanes co lo m ­ b ianos N evado del R uiz (c ircu lo verde) y G aleras (c ircu lo ro jo ), repo rtados p o r Jam es & M urcia (1984). 297 Capitulo 8_________________________________________________________________________________ 8.2 IN D EN TIFIC A C IÔ N DE LO S PR O C ESO S PETR O G EN É TIC O S Otra de las cuestiones que se plantean al abordar la petrogénesis de una serie de rocas volcânicas es tratar de establecer qué tipo de procesos definieron la evoluciôn desde los térm inos m enos a los m âs evolucionados. El com portam iento de los elem entos traza puede ser usado para determ inar y cuantificar los procesos m agm âticos (fusiôn parcial fraccionada o en equilibrio, cristalizaciôn fraccionada o en equilibrio, m ezcla de m agm as, etc (p. e. Tatsumi & Eggins, 1995). Varios autores han desarrollado diagram as que perm iten analizar la variaciôn de los elem entos traza o de la relaciones entre ellos segùn su com portam iento com o elem entos com patibles o incom patibles en los distintos procesos petrogenéticos (pe. A llegre e t. a l , 1977; A llegre & M inster, 1978 y M inster & Allegre, 1978). A ncochea (1983) présenta un conciso y com pleto resum en basado en varios de estos trabajos y su aplicaciôn en la identificaciôn de esos procesos. El com portam iento de cada elem ento en un determ inado proceso petrogenético puede analizarse com parando su contenido en las rocas afectadas por el m ism o. En el caso del CVNH, la relaciôn entre la concentraciôn de un elem ento en las dacitas y en las andesitas perm ite cuantificar su “enriquecim iento” (o su “em pobrecim iento”, si es m enor que uno). Un elem ento se ha com portado de form a mâs incom patible, cuanto m ayor sea su enriquecim iento (para un grado de evoluciôn sim ilar). Se ha calculado el grado de com patibilidad/incom patibilidad de los elem entos traza en el CVNH, a partir de los valores prom edios de la andesita (C^) y la dacita (C^ )̂ para obviar las desviaciones dentro de cada unidad. U, Th, Pb, K, Rb y Cs son los que se han com portado como m âs incom patibles, con enriquecim ientos superiores al 30% (>1,3); Cu, Sc, Co, Cr y V han sido los m âs com patibles (Tabla 14). En diagram as, en los cuales se enfrenta las concentraciones de dos elem entos altam ente incom patibles, C \ vs C'^ (p.e. Rb vs Th), las rectas que pasan aproxim adam ente por el origen de coordenadas indican procesos de fusiôn o de cristalizaciôn fraccionada. Si las rectas tienen pendientes suaves y no son colineares con el origen indican procesos de contam inaciôn o de m ezcla. En la F igura 169, los diagram as Rb vs Th, Th vs U y U vs Rb, indican claram ente que pueden descartarse los procesos de contam inaciôn y m ezcla, en la evoluciôn m agm âtica. 298 Consideraciones petrogenéticas T a b la 14. V alores de em pobrecim len to o en riquec im ien to (C L /C O ) que perm iten e stab lecer el g rado de incom patib ilidad o com patib ilidad de los e lem en tos trazas, en las lavas del C V N H analizadas. Cl/Co Cs TI Pb U Rb Th K Ba Zr Ta Hf La Ce Sr Nb Ga Pr Nd Zn Ni Sm Eu Lu Gd Yb Tm Tb Er Y Dy Ho Cu V Co Sc Cr Dp -Ap' 1.66 1.44 1.41 1.39 1.38 1.35 1.30 1.17 1.14 1.13 1.13 1.08 1.04 1.02 1.01 1.01 1.00 0.96 0.95 0.92 0.91 0.88 0.86 0.85 0.84 0.83 0.82 0.82 0.81 0.81 0.81 0.78 0.72 0.66 0.64 0.52 > 1 Enriquecimiento 1 < 1 Empobrecimientol Ijncom patible^^^^ljV jloderadol^^^^^^om patiblej C s* TI* Pb* U R b Th K 1.8 B a Z r Ta Hf La C e S r N b G a P r Nd Z n Ni* S m E u Lu G d Y b Tm T b E r Y Dy H o 1.2 C u V C o S c C r 0.8 0.4 Nota: El asterisco (*) corresponde a los elementos con valores de concentraciôn muy cerca o en el limite de detecciôn. Entre los diagram as m âs adecuados para discrim inar entre fusiôn y cristalizaciôn fraccionada, estân los que enfrentan relaciones entre elem entos incom patibles (C '), del tipo C \ ! C \ vs C y C‘, (p.e. Th/U vs Rb/U ), en los cuales la cristalizaciôn fraccionada queda representada com o una nube de puntos, ya que am bas relaciones perm anecen relativam ente constantes a lo largo de este proceso. En los d iagram as Th/U vs Rb/U , K^O/Th vs U /Th y K^O/Rb vs U /Rb, de la Figura 169, las rocas del CV N H se proyectan en una nube de puntos, lo que indica que el proceso principal es la cristalizaciôn fraccionada. 299 C a p i t u l o 8 Th ThRb U/Rb K,0/RbK.O/Th 0.4 0 0.02 0.04 0.08 0.08 0.1 Th/ZrTh/NbRb/Ba F ig u ra 169. R elaciones en tre e lem en tos traza incom patib les y /o m oderadam en te incom patib les, que perm iten d isc rim inar el tipo de proceso petrogénetico prédom inan te en la evo luciôn m agm âtica. En rojo: andesitas ss, am arillo : andesitas daciticas, azul: dacitas. Los diagram as que enfrentan un elem ento incom patible (C ) , trente a la relaciôn entre ese elem ento y otro m oderadam ente incom patible (C ^), del tipo C ‘, vs C '/C ^ (p.e. Th/U vs Rb/ U), son tam bién indicados para diferenciar entre procesos de fusiôn y cristalizaciôn. La fusiôn se refleja en este tipo de diagram as com o una recta con fuerte pendiente. La cristalizaciôn corresponde a una recta horizontal o de pendiente suave, no necesariam ente alineada con el origen. De nuevo, en los diagram as Rb vs Rb/Ba, Th vs Th/N b y Th vs Th/Zr de la Figura 169, se com prueba que la cristalizaciôn fraccionada es el proceso fundam ental. 300 Consideraciones petrogenéticas En el caso del CV NH queda claro, entonces, que la m ayor parte de la variaciôn com posicional entre andesitas s s y dacitas (Figuras 169) se debe principalm ente a procesos de cristalizaciôn fraccionada. N o se descarta la participaciôn de otros m ecanism os com o la contam inaciôn y la m ezcla de m agm as, a juzgar por ciertas evidencias texturales o com posicionales (p.e. zonados com plejos y la dispersiôn o variaciôn irregular de algunos elem entos traza - ver capitu les 6 y 7) pero que han intervenido de form a puntual y en m enor m agnitud. 8.3 O R IG E N DE LO S M A G M A S El origen m antélico de los m agm as que d ieron lugar a las rocas del CV N H ha quedado claram ente dem ostrado por las relaciones isotôpicas de Sr y Nd. Tam bién se ha com probado que la variaciôn petrolôgica fundam ental (evoluciôn desde andesitas a andesitas daciticas y dacitas) se debe bâsicam ente a procesos de cristalizaciôn fraccionada. Para poder tener m âs datos sobre las caracteristicas iniciales de los m agm as y de las fuentes de las que proceden y com probar si existen diferencias entre los de las diferentes unidades, es necesario tener rocas que correspondan a m agm as prim arios. Entre las m uestras tom adas en el CV NH no se han encontrado andesitas basâlticas o basaltos que pudieran corresponder o estar m âs cerca a la com posiciôn de los m agm as parentales. Para poder realizar aproxim aciones razonables se debe analizar la com posiciôn de las rocas m enos evolucionadas (m âs prôxim as a los m agm as prim arios) y exam inar las relaciones entre elem entos de sim ilar com patibilidad que no varian durante la cristalizaciôn fraccionada. Se han seleccionado para cada unidad las andesitas con m enor contenido en SiO^ y m ayores concentraciones en M gO , FeO, Co, Ni y Cr que podian por lo tanto ser las m âs parecidas a esos posibles m agm as prim arios a partir de los cuales se generaron. En la F igura 170, puede verse el m arcado enriquecim iento en Sr, K, Rb, Ba, Th, y en m enor proporciôn en Ce con respecto al M ORB, que presentan esas andesitas m enos diferenciadas. Este tipo de enriquecim iento, principalm ente en cuanto a los contenidos de Sr, Rb, K, Ba y Th, indica, segùn Pearce (1983), una significativa participaciôn de un com ponente de la zona de subducciôn en la petrogénesis de estas rocas, que arrastra a esos elem entos. Este enriquecim iento se superpone a un ligero o casi nulo enriquecim iento en Ta, N b, P, Zr, H f y Sm. Por otro lado, se ve claram ente que Ti, Y e Yb no estân enriquecidos. Posiblem ente este com portam iento de los elem entos de m enor grado de incom patibilidad (desde Ta a Yb), refleja, en buena parte, el enriquecim iento debido a cristalizaciôn fraccionada y en otra parte, especialm ente en el Ce, la posible contribuciôn o participaciôn del m anto superior, enriquecido, en la génesis de los m agm as parentales de estas rocas. 301 Capitulo 8 100 10 Roca MORB 1 0.1 Ta Hf Sm TiK Th P Zr Y YbSr Rb Ba Nb Ce F ig u ra 170. P atrones geoqui'm icos de las andesitas del C V N H m enos d iferenciadas, no im a lizad as al M O R B : andesitas de L aguna In ferio r = circu lo verde, andesitas de E stad io P re-H uila = circu lo negro , andesitas de E sta- d io H uila A n tiguo = circu lo azu l y andesitas de E stad io H uila R ecien te = circu lo rosa. (S e lecc iôn y d is tribuciôn de elem en tos incom patib les en eje de o rdenadas, esca la de grâfico y valo res de M O R B para no rm aliza r segùn P earce, 1983). Pearce (1983) senala tam bién que un im portante enriquecim iento, principalm ente, en Ba y Th. y en segundo lugar tam bién en Rb, K y S, puede ser originado por posible contribuciôn cortical, que en el caso del CV N H las relaciones isotôpicas han descartado............................... En detalle, en la F igura 170, se observa que el enriquecim iento en elem entos traza es muy sim ilar en todas las unidades y que las andesitas de Laguna inferior tienen un grado de enriquecim iento m enor en los elem entos m âs incom patibles que indican com ponente de subducciôn. Por el contrario, las andesitas de Pre-H uila, son las que m uestran un enriquecim iento relativam ente m ayor en estos elem entos. M ientras que las andesitas de Huila A ntiguo y Reciente tienen una posiciôn interm edia. D entro del grupo de elem entos que indican participaciôn del m anto superior, el com portam iento no es uniform e. Asi en cuanto a Ta y N b se refiere, las andesitas de Laguna Inferior estân ligeram ente m âs enriquecidas, contrario a lo que sucede con respecto a Z r y Hf. 302 Consideraciones petrogenéticas En la F igura 171, N b vs Th, que usaron Thorpe e t. a l . ( 1984) en su estudio sobre la petrogénesis de rocas volcânicas andinas, las andesitas m enos diferenciadas del CV N H m uestran un alto enriquecim iento en Th y N b con respecto al m anto prim itivo (M P) incluso m ayor que en lavas del Ecuador, lo que indica que probablem ente provienen de una fuente m antélica relativam ente enriquecida en Th y Nb. Las rocas del C V N H procederfan de una fuente m antélica enriquecida en Th y N b con respecto al m anto prim itivo, que se habria enriquecido notablem ente en Th (desde cerca de 1 ppm a 8-10 ppm ) con los com ponentes de la subducciôn. Las andesitas pertenecientes a Laguna Inferior m uestran un m ayor enriquecim iento en N b y un m enor enriquecim iento en Th respecto a las andesitas de las dem âs unidades (Pre- Huila, H uila A ntiguo y H uila Reciente), lo que puede indicar una participaciôn m enor de los com ponentes derivados de la plaça subducente. Las otras andesitas tienen un contenido decreciente de Th y N b desde Prehuila, a H uila R eciente y H uila A ntiguo. Estas diferencias, que siguen una pauta subparalela a la linea 1 de la figura podrian reflejar d iferencias en la fuente m antélica de las diferentes unidades. 100 10 — Ecuador MP 0.1 T T T T T T T T T T T T T T T T T T 0.1 1 10 100 Nb (ppm) F ig u ra 171. V ariaciones g eo q u im icas N b vs Th de las andesitas m en o s d ife renc iadas y po sib les p rocesos pe tro g en e tico s re lac ionados . L inea 1 rep résen ta la tendenc ia de las v ariac io n es re lac ionadas con u na fuente m an té lica y la linea 2 rep résen ta las ten denc ia re lac io n ad a con la partic ipac iôn de co m p o n en tes de la subduc­ ciôn. (S im b o lo s co m o en F igura 170. A dem âs m an to p rim itivo - MP, es tom ado de W oods e t a l., 1979). 303 Capitulo 8_____________________________________________________________________________ La existencia de lavas con tendencia adakitica en CVNH (es decir con rasgos geoquimicos similares a las adakitas - p.e. muy bajas concentraciones HREE y muy altas relaciones La/ Yb y Sr/Y) sugiere que podrian haber sido generadas por fusiôn parcial directa de corteza oceânica subducida, sin embargo, hay argumentos en contra de esta suposiciôn, quizâs el mâs importante tiene que ver con la profundidad a la que se encuentra la zona de Benniof debajo de los volcanes, que para el caso de Colombia se ha estimado entre > 100 km o alrededor de 140-200 km (Pennington, 1981, James & Murcia, 1984 y Gustscher et. al., 1999). Estas son profundidades superiores a la que se ha determinado para que se forme “la ventana adakita”, entre 75 y 85 km, a la cual se prevé puede ocurrir la fusiôn de la corteza oceânica (Drummond & Defant, 1990), Los datos geoquimicos que acabamos de comentar parecen indicar también que se trata de fusiôn de la cuna mantélica. Bourdon et. a l, 2002 senalan que si en la génesis de estas rocas estân involucrados directamente fundidos provenientes de la plaça subducida, debe existir una correlaciôn positiva entre Ba/Nb y Nb, puesto que estos magmas adakiticos han de transportar consigo, a la cuna mantélica, elementos como el Ba y Nb. Sin embargo, en la Figura 172, es évidente que las rocas menos evolucionadas del CVNH presentan una marcada correlaciôn negativa entre Ba/Nb y Nb, lo que constituye un argumento mâs en contra de la fusiôn de la corteza oceânica. Por otro lado, en ese mismo diagrama de la Figura 172, se observa también el comportamiento diferente entre las andesitas menos diferenciadas de cada unidad, y refleja las pequenas, pero reales, diferencias entre los magmas de cada fase de construcciôn del CVNH. De nuevo se aprecia el mayor contenido de Nb de las andesitas de Laguna Inferior y, ademâs las bajas relaciones Ba/Nb que presentan estas mismas andesitas, que de forma similar al Th, indican aportes menores de componentes de subducciôn. En el extremo opuesto se encuentran las andesitas de Huila Antiguo, que reflejan, también aqui, haber tenido un mayor aporte de componentes de subducciôn. Como ya se ha mencionado antes, las lavas del CVNH tienen relaciones isotôpicas Sr-Nd, similares a las de otros volcanes de la ZVN de los Andes (Figura 166), las cuales indican ademâs que probablemente los magmas a partir de los se formaron hayan sido generados por fusiôn parcial de una fuente mantélica, como la mayoria de las tipicas andesitas de arco, sin haber sido afectadas por contaminaciôn cortical significativa, contrario a lo que sucede para las andesitas de los Andes Centrales (James & Murcia, 1984). Podria afirmarse, que hay un cierto consenso, con respecto a la génesis de los magmas en la ZVN de lo Andes. Thorpe et. al. (1984) afirman, por ejemplo, que las caracteristicas 304 Consideraciones petrogenéticas 200 190 180 170 160 150 140 JD Z 130 03 Cû 120 110 100 90 80 70 60 H. Antiguo C ) H. Reciente Pre-Huila Laguna 10 11 12 13 Nb (ppm) Figura 172. Diagrama de variaciôn geoquimica entre Nb y Ba/Nb de las andesitas menos diferenciadas del CVNH. isotôpicas son consistentes con una petrogénesis a partir de un manto mâs enriquecido, en Sr radiogénico derivado de la plaça subducida, con poca o ninguna contaminaciôn de corteza continental, que hacen que los magmas se “muevan” en tendencias mantélicas {mantle array). Faure (2001) explica que las relaciones isotôpicas Sr, Nd y Pb para las andesitas de los volcanes Ruiz y Galeras, como représentantes de la ZVN, se encuentran en un campo enmarcado por cuatro diferentes componentes: DMM que representan rocas litosféricas empobrecidas, de la cuna mantélica; EM, y EM^ que representan sedimentos subducidos de origen pelâgico y continental respectivamente, los cuales liberan un fluido acuoso que contiene Sr, Nd y Pb; e HIMU que représenta a basalto de corteza oceânica subducida, el cual aporta Pb. Asi, llega a la conclusiôn que los sedimentos y basaltos de la plaça subducida (EM p EM^ y HIMU) aportaron Sr, Nd y Pb a la cuna mantélica antes de la formaciôn del magma (Figura 173). Ademâs indica como esta petrogénesis no se vio significativamente afectada por asimilaciôn de rocas corticales, puesto que las relaciones isotôpicas Sr, Nd y Pb no exceden los valores de EM, y EM^. Por su parte, James & Murcia (1984) senalan que la 305 Capitulo 8______________________________________________________________________________ relaciôn de los valores de con ^^Sr/*^Sr y '^"'Nd/' '̂^Nd permiten una limitada cantidad de asimilaciôn de componente cortical, ademâs de la contaminaciôn de la fuente del magma en la cuna mantélica. 0.5132 DMM 0.513 0.5128 HIMU \ EM2 0.5126 0.5124 EMi 0.5122 0.702 0.704 0.706 G'SrrSr 0.708 0.71 Figura 173. Lavas del CVNH proyectadas en diagrama "^Sr/^Sr vs '■̂ N̂d/'‘*‘̂ Nd similar al que présenta Faure (2001) para explicar la petrogénesis de andesitas de los Andes del Norte, concretamente en Colombia. 3 0 6 Consideraciones petrogenéticas En la Figura 174 se han superpuesto los valores de las relaciones isotôpicas de Sr y de Nd del CVNH en un grâfico similar al que usaron James & Murcia (1984) para proyectar las relaciones isotôpicas de los volcanes Ruiz y Galeras. La distribuciôn de los valores del CVNH signe aproximadamente una pauta similar a la definida para estos dos volcanes. Para James & Murcia (1984) las trayectorias que cortan y atraviesan hacia abajo la franja de composiciôn mantélica de forma un tanto dispersa y hacia la derecha, parecen indicar la presencia de un contaminante cortical. Sin embargo, en el caso del CVNH no se observa tal tendencia, lo que confirmaria la minima o nula participaciôn de contaminaciôn cortical. 0.513 r- 0.5129 0.5128 0.5127 0.5126 LI^ P N < ^ V • AN̂ » 0.7035 0.704 0.7045 0.705 0.7055 0.706 8 7 SrrSr Figura 174. Lavas de! CVNH proyectadas en diagrama *’Sr/*^Sr vs ’"‘"'Nd/'^^Nd similar al que utilizan James & Murcia (1984) para mostrar las tendencias de las relaciones isotôpicas de las lavas de los volcanes Ruiz (cir­ culo verde) y Galeras (circulo rojo) afectadas por contaminaciôn cortical. (LI = Laguna Inferior, LS = Laguna Superior, RN = Huila Reciente Norte, AN = Huila Antiguo Norte, PN = Pre-Huila Norte, y Àrea sombreada = mantle array. 307 Capitulo 8_____________________________________________________________________________ 8.4 ANALISIS DEL PROCESO DE DIFERENCIACIÔN POR CRISTALIZACIÔN FRACCIONADA A partir del comportamiento de los elementos traza se ha comprobado que la variabilidad geoquimica principal de las rocas de CVNH (variacion de andesitas 55 a dacitas) se debe esencialmente a procesos de cristalizaciôn fraccionada. No se descarta que a pequena escala, o en alguna roca concreta, los procesos de contaminaciôn, asimilaciôn o mezcla hayan podido tener cierta participaciôn, pero en ningùn caso son los responsables de la variaciôn general. Para intentar comprender mejor cômo han sido esos procesos de cristalizaciôn fraccionada, inicialmente se establecieron cuales han sido las fases minérales que han participado en dichos procesos y en que proporciones lo han hecho. En prim er lugar, es lôgico esperar que las fases minérales que han participado en esos procesos sean las que aparecen en estas rocas, principalmente como fenocristales y en proporciones destacables. En el capitulo 5 quedô establecido que el fenocristal mâs abundante es la plagioclasa, que représenta un promedio entre el 55% y el 70% en las diferentes unidades. Otros tres minérales que llegan a superar, segùn los casos, valores medios del 10% son: clinopiroxeno (entre el 8% y el 15%), minérales opacos (en proporciones muy parecidas: entre el 8% y el 14%) y anfibol (en proporciones muy variables, entre el 3% y el 24%). Los restantes minérales no alcanzan nunca proporciones importantes; el ortopiroxeno. entre el 1% y el 8% y aùn menos la biotita y olivino (entre el 0% y el 2%). Por lo tanto del amplio espectro de minérales que han podido participar, sôlo 4 o 5 (plagioclasa, clinopiroxeno, opacos, anfibol y tal vez ortopiroxeno) aparecen en proporciones significativas. Una primera aproximaciôn sobre cuâles minérales han participado en la cristalizaciôn fraccionada, y cômo, la proporciona la simple observaciôn de las variaciones principales de los elementos mayores con respecto a la evoluciôn, por ejemplo en los diagramas de Harker (Figura 109). La primera conclusiôn obtenida del examen de estos diagramas es que, a grandes rasgos, el proceso de cristalizaciôn ha sido relativamente homogéneo, pues no se observan inflexiones que pongan de manifiesto la entrada o salida de una fase minerai. Al avanzar los procesos de cristalizaciôn (refiejado por ejemplo con el aumento del valor de un indice de evoluciôn como es el contenido de SiO^), el contenido en Al^O^ (que en estas rocas estâ entre el 15% y el 20%) disminuye. Para ello es necesaria la extracciôn de una fase minerai cuyo contenido en Al^O^ sea superior al 20% y, de todas las fases posibles, sôlo puede ser la plagioclasa. 308 Consideraciones petrogenéticas En el caso del MgO, la plagioclasa no puede ser la responsable del descenso de su contenido con la evoluciôn, sino que ha debido participar algün minerai con mâs del 5% de MgO, que puede ser cualquiera de los mâhcos présentés en estas rocas. Por ultimo, el descenso del TiO^ con la evoluciôn implica la participaciôn de una fase rica en este elemento, como puede ser el anfibol o alguno de los minérales opacos. La proyecciôn en diagramas binarios de las rocas junto con los minérales que aparecen en las mismas, proporciona mâs informaciôn y, en ocasiones, aproximaciones cuantitativas. En la Figura 175 podemos ver una selecciôn de los diagramas de este tipo mâs signihcativos, para las lavas del CVNH. 30 ■ Plag 20 Anfi 39 45 51 57 63 69 3 Anf 2 1 Cpx A Opx Plag 0 39 45 51 57 63 69 50 40 - 30 - ,Opx 05 20 - Cpx Anf"^ 10 - Plag 39 45 51 57 63 69 10 8 PlagO 6 4 2 0 S i02 39 45 51 57 S i02 63 69 1 Plag H O S(D Anf 0 39 45 51 57 63 69 S i02 O O 30 A Cpx 20 + A n fPlag10 Opx 0 0 10 20 30 40 50 MgO Figura 175. Diagramas binarios, de relaciones entre elementos mayores, para determinar la participaciôn de cada fase minerai en la cristalizaciôn fraccionada, en lavas del CVNH. 309 Capüulo 8_____________________________________________________________________________ Los diagramas SiO^ vsAl^O^ y SiO^ vs MgO confirman las apreciaciones antes mencionadas: es decir que en les procesos de cristalizaciôn fraccionada han participado, en proporciones mas G mènes similares, plagioclasa y une o varies minérales mâfices. El diagrama SiO^ vs TiO^ indica que plagioclasa y minérales mâfices anhidres ne son suficientes para justificar las variacienes y que es necesaria la participaciôn de anfibel y/e epaces titanades. Les diagramas SiO^ vs (Na^O+K^O) y SiO^ vs (Na^O/CaO) indican que anfibel y plagioclasa per si soles ne han pedide ser les responsables de la variaciôn, y se requiere la participaciôn de per le menes un pirexene. Per etre lade, el diagrama MgO vs CaO pene de manifieste que selamente plagioclasa y clinepirexene tam pece han pedide ser les unices causantes de la variaciôn, se ha requeride ademâs la participaciôn de anfibel u ertepirexene. En resumen, el precese de cristalizaciôn fraccionada en estas recas ha side un precese hem egénee, cen extracciôn importante de plagioclasa acempanada de anfibel, une e des pirexenes y un ôxide de Fe-Ti. 8.4.1 MODELIZACIÔN DE ELEMENTOS MAYORES Una ferma de cuantificar les preceses de cristalizaciôn fraccionada es a partir de les elementes mayeres, mediante balance de masas. La cencentraciôn de un elemente en el liquide final sera igual al resultade de la cencentraciôn en el liquide inicial menes (-) e mas (+) la cencentraciôn de ese elemente en cada fase minerai (A, B, C, D ...) que ha participado en el precese multiplicade per el percentaje de participaciôn de cada fase minerai (a, b, c, d ...). De tal ferma que para cada elemente mayor se tiene una ecuaciôn en la cual las incôgnitas son les percentajes de participaciôn (a, b, c, d . ..) de cada fase minerai. Per ejemple: ^ ^ ^ [SiOJ^ ± c x [SiOJ^ ± d x [SiOJ^ ± ... .etc Les modèles ebtenides son apreximacienes y se basan en la reseluciôn de sistemas de ecuacienes, cen mas ecuacienes que incôgnitas. El numéro de ecuacienes, es dade per el numéro de elementes mayeres, es decir nueve (cen FeO total y sin P^O^). Las fases minérales responsables de la mayor parte de la variabilidad, en este case, son cince: plagioclasa, anfibel, clinepirexene, ertepirexene y magnetita, per le que se tienen un sistema de nueve 310 Consider aciones petrogenéticas ecuacienes cen cince incognitas, que se resuelven cen el m étede de les minimes cuadrades, utilizande un pregrama cem e el disenade per Stermer & Nichells (1978). La mayor e mener validez del resultade ebtenide, estarâ determinada en primer lugar per el valer “residual’', es decir la suma de les cuadrades de las diferencias, para cada elemente, entre la cencentraciôn “real” de diche elemente, en el liquide final, m enes la cencentraciôn en el m edele “calculade” . Cuante mayor es el numéro de fases que participan, m ener es el residual, de ferma que si el numéro de elementes mayeres tuera igual al de fases minérales la seluciôn séria ùnica y el residual séria cere, pere la seluciôn séria prebablemente incohérente desde el punte de vista geelôgice. Las selucienes son multiples y, cem e indican Sterm er & N ichells (1978) selucienes matemâticas cen residuales mayeres de 5 son menes adecuadas que las selucienes cen residuales meneres de 2. Pere entre selucienes cen residuales similares, debe escegerse la mas ceherente geelôgicamente (per ejemple: ne se debe usar una seluciôn en la que participe elivine, si este ne aparece en percentajes significatives ni en la reca inicial, ni en la reca final). Para cada unidad se ha precurade seleccienar aquellas recas cuyas caracteristicas cem pesicienales eran las mas extremas: la andesita mas bâsica y la dacita mas âcida, cen el fin de caracterizar el precese le mas ampliamente pesible. La selecciôn ha e stade muy cendicienada per la mayor e m ener variabilidad litelôgica de cada unidad. En general, les dates utilizades de quimica minerai son las cem pesicienes médias de les nùclees de fenecristales e micrefenecristales analizades en este trabaje. En la realizaciôn de les modèles matemâtices de balance de masas se iban incerperande, sucesivamente, las distintas fases minérales (plagioclasa, anfibel, clinepirexene, ertepirexene y magnetita). Se calcularen modèles cen elivine y bietita, pere les resultades ebtenides fueren maies (altos residuales y incohérentes geelôgicamente). Pesteriermente, se escegieren aquélles modèles cuyes resultades eran ceherentes cen la cem pesiciôn de las recas y en les que el residual fuera el mener. Les resultades ebtenides, cen el mencienade pregrama, para cada medele, son prepercienades de la ferma ceme aparecen en la Tabla 15, que se présenta ceme ejemple. En la primera parte de la tabla aparecen les resultades de “el pase” entre des recas de Pre-Huila en el sector nerte: desde la 428 a la 6. Las des recas son relativamente similares per la escasa variaciôn cempesicienal existente en este sector. En este ejemple se “medeliza” la extracciôn de plagioclasa, clinepirexene y magnetita. En la celumna “Final calculada” aparece el resultade ebtenide cen la extracciôn (valer negative = extracciôn, valer positive = acumulaciôn) de 5,01% de plagioclasa, 2,87% de clinepirexene y 1,26% de magnetita. En total la extracciôn ha side del 9,13 % y el residual de 0,336. 311 Capüulo 8 T abla 15. Resultados obtenidos en la modelizaciôn de la cristalizaciôn fraccionada desde una roca m ènes diferenciada (roca inicial) hasta una roca mâs diferenciada (roca final) - como ejemplo, usando los elementos mayores (segùn el programa XLFRAC de Storm er & Nicholls, 1978).vv PASO DE LA ROCA 42S A LA 6 (PreHaila Norte) Roca Inicial Fases participantes Roca Final Real Roca Final calculada Diferencia 428 Plagioclasa Clinopiroxeno Magnetita 6 Real - Cale Si02 60,71 58,16 52,31 0,16 61,88 61.809 -0,071 TiO] 0,75 0,04 0,3 7J2 0,76 0.801 0,041 AI2O3 16,24 26,03 1,68 2,14 16,11 15.884 -0,226 FcOiotal 5,77 0,36 7,78 88,13 4,8 4.733 -0,067 MnO 0,11 0,01 0J3 0,44 0,09 0.077 -0,013 MgO 3,83 0,02 15,2 1,74 3^2 3,154 -0,266 CaO 6,11 8,27 21,86 0,07 5,68 5.77 0,09 NE20 4J2 6,41 0,5 0,06 4,76 5.194 0,434 K2O 2J4 0,7 0,03 0,04 2,51 2.588 0,078 % ExtroetWm Ptaf Cp* Mt total -5.01 -2.87 - l â o 0,13 Residual» 0336 recalculada a 100% 54,85 31,41 13,75 100 FASO DE LA ANDESITA MEDIA A LA DACITA MEDIA Roca Inicial Fases participantes Roea Final Real Roca Final calculada Diferencia A ndesita Plagioclasa Clinopiroxeno Magnetita D acita Real - Cale SiÛ2 61,06 58,16 52,31 0,16 64,63 64415 0,185 Ti02 0,8 0,04 0,3 7,22 0,63 (H494 -0,136 A1203 16,26 26,03 1,68 2,14 16,14 15459 -0,181 FeOtotai 5,88 0,36 7,78 88,13 4,5 4,654 0,154 MnO 0,11 0,01 0,33 0,44 0,08 0.068 -0,012 MgO 3,67 0,02 15,2 1,74 2,26 1.561 -0,699 CaO 5,89 8,27 21,86 0,07 4,56 5.069 0,509 Na20 4,24 6,41 0,5 0,06 4,51 4.625 0,115 K2O 2,06 0,7 0,03 . . 0,04 2,69 . 2,754. 0,064 % Eitrae^m Fiat Cpx Mt total -1449 -8,13 -2.24 -2446 Residual» 04744 recalculada a 100% 58,29 32,71 9 100 En la segunda parte de la tabla aparecen los resultados del câlculo de extracciôn de las mismas fases minérales a la andesita promedio, para obtener la composiciôn de la dacita promedio. Aqui, la cantidad de extracciôn es mayor (24,86%) con un 14,49% de plagioclasa, 8,13% de clinopiroxeno y 2,24 % de magnetita, con un residual de 0,8744. Ademâs se calcularon varios modelos para Huila Antiguo y Huila Reciente en los très sectores (Norte, Centro y Sur). Sôlo fue posible elaborar modelos para un par de rocas del Pre-Huila (sector Norte) y para Laguna, pues no habia suficiente variedad litolôgica. Ademâs se elaboraron modelos para la andesita y dacita media. Para cada par de rocas los câlculos 312 Consideraciones petrogenéticas se efectuaron con diferentes combinaciones de minérales: plagioclasa sola, plagioclasa + clinopiroxeno; plagioclasa + clinopiroxeno + magnetita; plagioclasa + clinopiroxeno + anfïbol + magnetita, etc. En total se seleccionaron 20 combinaciones minérales, lo que supuso la realizaciôn de 180 modelos. Se seleccionaron aquellos mâs adecuados por su mejor valor residual, su ajuste con la mineralogia real de las rocas y coherencia geolôgica. Se han eliminado, por ejemplo combinaciones que exigian gran cantidad de extracciôn de minérales y al mismo tiempo gran cantidad de acumulaciôn. En la Tabla 16 se resumen los resultados de los 43 mejores modelos. En general los modelos de esta tabla son todos matemâticamente vâlidos, pero no todos estân igual de ajustados a la mineralogia de las rocas. T abla 16. Resultados de los m ejores modelos de la cristalizaciôn fraccionada con base en los contenidos de elementos m ayores (segùn el program a XLFRAC de Storm er & Nicholls, 1978). Roca Roca Modelo residual Cantidad extraida {%) Cantidad recalculada a 100% Inicial Final n° Plag Cpx Opx Anf Mt Total Plag Cpx Opx Anf Mt p ss H ta i 1 0,20 -11.4 -3,68 -3,82 3,85 -1,28 -20,19 56,5 18,2 18,9 6,3 2 0,22 -7,43 -2,04 -1,98 -1,06 -12,51 59,4 16,3 15,8 8,5 428 3 0,29 -3,97 -1,44 -2,28 -1,02 -8,71 45,6 16,5 26,2 11,7 4 0,31 -4,46 -0,98 -3,09 -0,88 -9,41 47,4 10,4 32,8 9,4 5 0,33 -5,01 -2,87 -1,26 -9,14 54,8 31,4 13,8 6 0,32 -2,96 -3,98 -0,87 -7,81 37,9 51,0 11,1 HUILA AN"lUSUOSUR 7 0,21 -28,4 -5,17 -3,34 -4,19 -3,4 -44,53 63,8 11,6 7,5 9,4 7,6 8 0,23 -32,2 -6,72 -5,25 -3,61 -47,78 67,4 14,1 11,0 7,6 54 139 9 0,27 -22,5 -3,3 -10,2 -3,18 -39,17 57,4 8,4 26,0 8,1 10 0,44 -20,4 -14,4 -2,83 -37,57 54,3 38,2 7,5 11 1,08 -27,4 -9,69 -4,2 -41,29 66,4 23,5 10,2 HWi j i A lfnG uo c iB rrtto 12 0,24 -13,4 -4,29 -1,73 -1,7 -21,16 63,5 20,3 8,2 8,0 209 439 13 0,13 -9,19 -2,03 -4,88 -1,35 -17,45 52,7 11,6 28,0 7,7 14 0,2 -7,8 -7,34 -1,13 -16,27 47,9 45,1 6,9 15 0,32 -11,5 -5,1 -1,85 -18,44 62,3 27,7 10,0 milLA A im ciiO NOKTE 16 0,01 -14,9 -4,46 -2,51 -4,95 -1,69 -28,53 52,3 15,6 8,8 17,4 5,9 17 0,04 -19,2 -6,28 -4,74 -1,9 -32,15 59,8 19,5 14,7 5,9 200 203 18 0,04 -10,5 -3 -9,57 -1,54 -24,65 42,8 12,2 38,8 6,2 19 0,18 -8,64 -13,4 -1,23 -23,23 37,2 57,5 5,3 20 0,74 -15,2 -9,01 -2,48 -26,67 56,9 33,8 9,3 HUILA RECIENTE SUR 21 0,32 -26,1 -3.24 -5,35 -1,95 -36,63 71,2 8,8 14,6 5,3 227 228 22 0,25 -14,8 -9,02 -1,33 -25,18 58,9 35,8 5,3 23 0,22 -17,3 -1,48 -7,69 -1,39 -27,82 62,0 5,3 27,6 5,0 24 1,07 -18,9 -5,43 -2,3 -26,64 71,0 20,4 8,6 HUILA RECUSNTE CENTRO 25 0,07 -13,4 -3,53 -2,07 -1,77 -20,72 64,4 17,0 10,0 8,5 13 125 26 0,01 -9 -1,55 -4,95 -1,51 -17,01 52,9 9,1 29,1 8,9 27 0,05 -7,99 -6,88 -1,35 -16,22 49,3 42,4 8,3 28 0,2 -11,4 -4,66 -2 -18,05 63,1 25,8 11,1 HUnJi K ic n c im NCMtTE 29 0,02 -13,9 -4,92 -6,42 0,63 -1,02 -26,29 53,0 18,7 24,4 3,9 30 0,02 -13,3 -4,68 -6,13 -0,99 -25,13 53,0 18,6 24,4 3,9 18 105 31 0,27 -1,93 -1,32 -10,5 -0,57 -14,35 13,4 9,2 73,4 4,0 32 0,29 -1,05 -12,2 -0,43 -13,65 7,7 89,2 3,2 33 0,23 -4,71 -2,45 -9,61 -0,46 -17,23 27,3 14,2 55,8 2,7 34 1,14 -6,99 -7,92 -1,64 -16,55 42,2 47,9 9,9 LAGUNA 35 0,31 -27,6 -11,4 -5,33 -3,49 -2,67 -50,4 54,7 22,5 10,6 6,9 5,3 110 407 36 0,33 -30,7 -12,6 -6,92 -2,82 -53,06 57,9 23,8 13,0 5,3 37 0,46 -18 -8,39 -13,1 -2,36 -41,87 42,9 20,0 31,4 5,6 38 1,8 -24,4 -16,6 -3,66 -44,63 54,6 37,2 8,2 MUMAS 39 0,02 -13,7 -3,02 -2,36 -6,02 -1,36 -26,49 51,8 11,4 8,9 22,7 5,1 1 3 40 0,07 -19,2 -5,28 -5,09 -1,66 -31,25 61,5 16,9 16,3 5,3 -g 41 0,05 -9,44 -1,65 -10,3 -1,2 -22,59 41,8 7,3 45,6 5,3 < a 42 0,09 -8,36 -12,4 -1,03 -21,76 38,4 56,8 4,7 43 0,87 -14,5 -8,13 -2,24 -24,86 58,3 32,7 9,0 313 Capitula 8 Los modelos calculados con biotita o con olivino se han descartado, pues no daban resultados coherentes o influian muy poco en el resultado, de acuerdo con su escasa importancia volumétrica en estas rocas. Los modelos mejores implican siempre la participaciôn de plagioclasa, habitualmente mâs del 50% de los minérales extraidos, la participaciôn de magnetita en porcentajes del 4% al 9% y acompanadas por clinopiroxeno y/o anfïbol en proporciones variables, pero sobre todo entre el 10% y el 20%. Estos resultados estân de acuerdo con lo deducido anteriormente al analizar, de forma general y grâficamente, los contenidos en elementos mayores. La cantidad total de minérales extraidos varia desde menos de un 20%, para las rocas del Pre-Huila, hasta mâs de un 40%, en las rocas del Huila Antiguo Sur. La cantidad de extracciôn total es menor, cuanto menor es la diferencia composicional entre las rocas, del modelo en cuestiôn. En la Tabla 17 se présenta la composiciôn modal de las rocas seleccionadas en los modelos(vercapitulo5).Los porcentajes recalculados de los minérales que han sido extraidos en los modelos (Tabla 16) y los porcentajes modales de las rocas son similares, conhrmando la validez de la modelizaciôn. T abla 17. Contenidos modales de las rocas que han sido usadas en la modelizaciôn de la cristalizaciôn fraccionada. M ODA DE LAS ROCAS M O DELIZADAS n° roca Plag Cpx Opx Anf CI Bi Op PREHUILANORTE 428 58 17 10 5 1 9 6 59 11 4 12 3 2 8 HUILAANTIG1JOSUR 54 63 19 4 1 13 139 77 16 1 7 HUILA ANTIGUO C ilfm O 209 65 18 6 11 439 69 12 1 7 11 HUILA AfnriGUONORTE 200 73 13 7 6 203 73 9 1 11 1 2 4 H1UILARECIENTE SUR 227 69 15 2 3 11 228 76 15 1 3 6 HUILA RECIENTl& CENTRO 13 76 8 1 8 2 6 125h 70 9 1 10 1 10 HUILA RECIENTE NORTE 18 64 15 9 11 105 67 8 1 17 7 LAGUNA 110 69 14 9 7 407 66 9 1 13 11 W[EDIAS ANDESITA 65,3 15,6 2,6 4,7 11,1 0,8 0,1 DACITA 69,7 9,8 1.2 10,0 8,6 0,1 1,0 8.4.2 MODELIZACION CON ELEMENTOS MENORES Los elementos menores permiten confirmar la validez de los modelos realizados con los elementos mayores y a refinar la selecciôn de los mejores dentro de un grupo de posibles modelos. 314 Consideraciones petrogenéticas Para este câlculo se ha aplicado a los modelos anteriores, la ecuaciôn general de la cristalizaciôn por fraccionamiento tipo Rayleigh (Cox et. al., 1979) y la correspondiente a la cristalizaciôn fraccionada en equilibrio. En ambos casos se requiere conocer el contenido en elementos traza en la roca (a partir de los anâlisis quimicos), el grado de cristalizaciôn (que ha sido calculado en los modelos con elementos mayores), los porcentajes en los cuales cada fase minerai ha participado (igualmente obtenido en los modelos anteriores) y los coeficiente de reparto entre el minerai y el liquido. El principal problema para la aplicaciôn de estos modelos reside en la selecciôn de los valores de Kp. Éstos son enormemente variados y con frecuencia contradictorios, pudiendo incluso un mismo elemento comportarse para un determinado minerai como compatible o como incompatible. Las diferencias obtenidas con estos modelos son especialmente altas si los elementos tienen elevados. Se ha optado por el uso de valores de coeficiente de reparto de uso comùn, en concreto los recopilados por Rollinson (1993) para liquidos andesiticos y daciticos. En la Tabla 18 se presentan los resultados de la modelizaciôn con elementos traza. Se ha cuantificado la validez del resultado, con base en el promedio de las diferencias (expresado en tanto por ciento) entre el valor calculado y el valor real (en valor absoluto). Por ejemplo para el modelo n° 2 (Pre-Huila) hay una diferencia media del 35,1 % para el modelo de cristalizaciôn fraccionada en equilibrio (CF-eq) y del 6,2% para la cristalizaciôn tipo Rayleigh (CF-Ra). En este y en todos los casos se observa que el modelo de cristalizaciôn Rayleigh (CF-Ra) se ajusta mucho mejor que el de cristalizaciôn en equilibrio (CF-eq). En diagramas como los de la Figura 176, se representan, a modo de ejemplo, para cada elemento, las diferencias entre los valores calculados (en los modelos) y los valores reales (medidos). En el diagrama superior estâ representado el valor absoluto y en el inferior el valor como porcentaje. En cuanto a los valores absolutos, las mayores diferencias corresponden a Ba, Sr y V, por ser los que estân en mayor concentraciôn en la roca. En valores relativos o porcentajes, las diferencias mayores se dan en los elementos compatibles: V, Cr, Ni, Pb y Co. Ademâs en esta Figura se aprecia que los modelos que mejor se ajustan en el caso de las rocas 428 y 6 del Pre-Huila son el 2 y el 5, coincidiendo con los mejores valores de las Tablas 16 y 18. En la Tabla 18 se resaltan, los mejores modelos calculados con elementos traza. Al comparar con los modelos calculados a partir de elementos mayores (Tabla 16), los elementos menores confirman los modelos calculados para elementos mayores. En general los mejores modelos implican siempre la participaciôn de plagioclasa + clinopiroxeno + magnetita, normalmente con anfïbol y en ocasiones con ortopiroxeno. 315 Capkulo 8 Tabla 18. Resultados de los mejores modelos de la cristalizaciôn frac­ cionada con base en los contenidos de elementos menores. Roca Roca Modelo residual Icalculado - real] (% ) Inicial Final n“ CF-eq CF-R a PREHUILA 2 0,22 35,1 6,2 3 0,29 31.0 8,4 428 6 4 0,31 31.5 8,9 5 0,33 34,1 3,7 6 0,32 30,6 8,2 HUILA ANTIGUO SUR 7 0,21 61.5 21.3 8 0,23 87.6 24.3 54 139 9 0,27 44.4 15,1 10 0,44 39,8 12,4 II 1,08 66,0 19,1 HUILA ANTIGUO CENTRO 12 0,24 27,8 6,7 13 0,13 21.1 8,5 14 0,2 19.5 7,3 15 0,32 23.8 6,0 HUILA ANTIGUO NORTE 16 0,01 32,0 12,3 17 0,04 46,7 12,2 200 203 18 0,04 24.5 9,1 19 0,18 22.6 8,4 20 0,74 39.1 9,2 HUILA RECIENTE SUR 21 0,32 42,3 11,2 22 0,25 24,6 7,8 ZZ / Z Z q 23 0,22 27.0 9,3 24 1,07 27.3 7,4 HUILA RECIENTE CENTRO 25 0,07 32.1 6,8 1 X 1 26 0,01 25,4 8,4 I j 27 0,05 24,0 7,2 28 0,2 27,9 6,1 HUILA RECIENTE NORTE 30 0,02 29.9 11.4 31 0,27 15.2 10.6 18 105 32 0,29 15.7 11,3 33 0,23 14,5 9,8 34 1,14 29,1 6,9 LAGUNA 35 0,31 76.4 24.9 110 407 36 0,33 104.3 30.6 37 0,46 46.2 13,8 38 1,8 81,4 21,2 MEDIAS 39 0,02 28,3 11,7 5 2 40 0,07 43,8 12,2 '0■o ’3 41 0,05 21.7 9,1 e< a 42 0,09 20.0 8,7 43 0,87 34.8 9,2 316 Consideraciones petrogenéticas Modelo 2 Modelo 3 Pre-Huila - 428 - 6 A Modelo 4 -o— Modelo 5 - # — Modelo 6 200 150a 100 -50 -100 Modelo 2Pre-Huila - 428 - 6 Modelo 3 Modelo 4 Modete) 5 Modelo 6 60 - Cr Ni Pb Go Ga Th Nb Hf U Os Ta La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu F ig u ra 176. Forma grâfica de representar las diferencias entre los valores calculados, con la modelizaciôn de la cristalizaciôn fraccionada y los valores reales (m edidos) con base en los contenidos de elementos menores. Valores absolutos y en porcentajes, com o ejemplo, para el par de m uestras de Pre-Huila, del sector norte. 317 Conclusiones 9.- CONCLUSIONES Se presentan a continuacion las prineipales conclusiones que se pueden obtener con este estudio sobre el Complejo Volcanieo Nevado del Huila. Generalidades: -El Complejo Volcanieo Nevado del Huila (CVNH) es uno de los 30 voleanes activos de la parte que corresponde a Colombia en la Zona Volcanica Norte (ZVN) de los Andes. Es el volcan colombiano mas alto (5.364 msnm) y la altura maxima de la Cordillera Central de Colombia. Esta localizado en el punto de union entre los departamentos Cauca, Huila y Tolima. La poblacion mas cercana es el municipio de Belalcâzar (Cauca), ubicado a 30 km al SE de la cima del volcan. -Représenta una importante amenaza para los habitantes de su zona de influencia, lo cual se ve reflejado en diversas evidencias: actividad sismica permanente, una altura considerable, presencia de un glaciar de montana extenso, ampli a y espesa cobertura de sedimentos fragmentarios que tapizan las laderas, presencia de fuentes termales, actividad fumarôlica permanente y evidencia geolôgica de la existencia de eventos de flujos piroclâsticos, colapso parcial y flujos de escombros. -Recientemente esto ha quedado demostrado: El 18 de febrero de 2007, un comportamiento sismico atipico dio comienzo a un proceso eruptivo repentino que se concentrô en la parte central del edificio. Hasta septiembre del mismo ano se registraron diverses eventos, que iban oscilando en intensidad, magnitud y/o frecuencia. Por el deshielo parcial del glaciar se formaron pequenos flujos de lodo que descendieron por las laderas del volcan. Marco geolôgico-tectônico: -La historia del CVNH se encuentra enmarcada dentro de la segunda etapa de) volcanisme calcoalcalino cenozoico en Colombia, que va desde el Pliocene superior al Holoceno, désarroilado en un arco, de margen continental active, ubieado aproximadamente a una distancia de 200 km desde la Posa Colombia-Ecuador y a 150 km por encima de la zona de Benioff. -Esta situado en medio de la Cordillera Central, separado de los demâs grupos de la cadena volcânica colombiana, por zonas de ausencia de volcanisme. Concretamente en el sitio donde se cruzan fallas longitudinales de tendeneia NE, con fallas transversales NW. -El basamento sobre el que surge esta formado por rocas metamôrficas del Paleozoico, roeas 319 Capitula 9_____________________________________________________________________________ intrusivas del Mesozoico, rocas metasedimentarias y sedimentarias del Cretâeico y rocas intrusivas del Terciario. Geomorfologia y vulcanologia: -El CVNH, tiene forma elipsoidal, alargada en direcciôn N-S (16 x 12 km). En su cima no se distingue ninguna forma de tipo crater o caldera, en cambio hay cuatro picos, alineados, cubiertos por un extenso glaciar de montana de 13 km^ (antes de la erupciôn de 2007): Pico Norte (5.304m), Pico Central (5.364m) y Pico Sur (5.052 m), entre los picos Norte y Central esta el cuarto pico, secundario, llamado Pico La Cresta (5.284m), La altura promedio sobre el basamento es de 2.300 m a 2.600 m. -El ârea que abarca en la base el CVNH es aproximadamente de 150 a 200 km". El volumen de materiales volcânicos puede estimarse del orden de 120 a 135 k m \ Tiene una notable simetria en sentido N-S y E-W. con pendientes mâs acusadas (22° y 21°) en las laderas occidental y oriental, y pendientes mâs suaves (14° y 13°) en las laderas sur y norte. -El patron de drenaje en las laderas es radial. Este drenaje es recogido. a su vez, por otro de patron sub-paralelo (N-S) conformado por los rios Pâez. al occidente. y su afluente el rio Sfmbola, al oriente, que enmarcan al complejo volcânico. La distribuciôn de los flujos de lavas también es aproximadamente radial. -Las laderas son vertientes volcânicas, inclinadas, escalonadas, escarpadas y con un grado de disecciôn moderado a severo. El relieve escalonado ha sido generado principalmente por la superposiciôn de frentes individuales de flujos de lavas, en los escarpes menores, o por la superposiciôn de sucesivos paquetes de varios flujos de lavas en los escarpes o paredes mayores. Algunas de las paredes o cambios abruptos de la pendiente son originados por procesos erosivos (glaciares o gravitacionales). -La presencia de diversas geoformas volcânicas individuales, con una relaciôn compleja y que se superponen entre si, la ausencia de un ùnico cono central, las evidencias de por lo menos un colapso sectorial y la posibilidad de que los picos que estân en la cima correspondan a diferentes centros de emisiôn, alineados N-S, son parte de los criterios que permiten considerar al Nevado del Huila no como una ùnica estructura volcânica, individual (un estratovolcân), sino como un Complejo Volcânico. -Asumiendo un centro ùnico de emisiôn en la cima del CVNH, las distancias mâximas alcanzadas por los flujos de lava corresponden a los de la parte baja del edificio, del orden de 4 km en el norte, hasta 12 km en el sur, con un promedio general de 9 a 10 km. Los flujos de lavas mâs cortos, de 1 a 2,5 km, se encuentran en la zona alta del sector norte del edificio principal. -Con criterios geomorfolôgicos se han diferenciado etapas o estadios en la construcciôn del CVNH. Se han distinguido dos edificios volcânicos principales: Pre-Huila y 3 2 0 Conclusiones Huila. El edificio Pre-Huila pudo haber alcanzado una altitud de 4.000 a 4.200 msnm, corresponde a las partes mâs bajas de las laderas del CVNH y présenta una morfologia mâs “evolucionada’' o modificada. -En el Edificio Huila, se han distinguido dos estadios: Huila Antiguo y Huila Reciente, que corresponden, en la actualidad, a la vertiente media y alta de las laderas. Durante el estadio Huila Antiguo el edificio pudo aleanzar una altura minima de 4.600 a 4.700 msnm, sin sobrepasar muy probablemente los 4.900 msnm. En la zona mâs alta del CVNH, por encima de 4.300 ± 100 msnm las geoformas volcânicas originales corresponden al estadio Huila Reciente. -Las evidencias de la aeciôn glaciar son especialmente claras por encima de los 3.700 m: grandes circos glaciares en la cima, extensos valles en “U’*, lagunas glaciares, valles colgados, extensos y grandes depôsitos morrénicos y fluvioglaciares, estrias glaciares en paredes y soeavaciôn basai en paredes rocosas, verticales, que enmarcan los valles. A menor altitud la evidencia de aeciôn glaciar se va haciendo menos notoria, hasta una altitud de aproximadamente 3.000 m. -Se han definido, como en otros nevados colombianos, varios estadios glaciares, que se han ido sucediendo desde hace mâs de 100.000 ano s. En total han sido ocho estadios glaciares para el CVNH: desde Huila 1, el mâs antiguo. hasta Huila 8, el mâs reciente. -La existencia de una extensa franja de depôsitos glaciares y fluvioglaciares y geoformas glaciares, que aparece de forma casi continua por debajo de los 4.000 ± 200 m, ha servido de limite entre los estadios volcânicos Huila Antiguo y el Huila Reciente. Es probable que las lavas superiores del Huila Antiguo hayan sufrido una intensa erosiôn glaciar, formândose grandes valles glaciares por los que posteriormente, durante el Holoceno, descendieron los nuevos flujos de lavas del Huila Reciente. Esa franja glaciar se formô probablemente durante los estadios glaciares Huila 2 a Huila 6, desde 35.000 a 10.000 A.P, y sirve para postdatar el Huila Antiguo y predatar el Huila Reciente. Por su parte, la edad del estadio glaciar Huila 1 permite datar a las rocas del edificio Pre-Huila en una edad superior a los 100.000 anos. Volcanoestratigrafia : -Con base en diverses criterios se ha establecido una volcanoestratigrâfiea del CVNH, conformada por un total de 13 unidades, representadas en cuatro columnas estratigrâflcas generalizadas. La denominaciôn de cada unidad se hizo teniendo en cuenta la edad (Pleistocene u Holoceno), edificio o estadio (Pre-Huila, Huila Antiguo y Huila Reciente) y ubicaciôn geogrâfica (sector norte. central, sur y La Laguna). -Predominan secuencias de gruesos depôsitos de flujos de lavas andesiticas, superpuestos, y excepcionalmente algunos depôsitos de flujos piroclâsticos intercalados. Los flujos 321 Capitulo 9 de lavas individuales pueden tener un espesor maximo de 50 m, y al superponerse conforman paredes verticales que alcanzan hasta los 200 m de altura. La mas clara evidencia de actividad explosiva ha sido hallada en el Huila Reciente del Pico Central; se trata de cuatro flujos piroclâsticos generados probablemente por eolapsos o explosiones de domos. -El edificio Pre-Huila estâ formado por potentes flujos de lava, interealados con depôsitos volcanoclâsticos o aglomerados volcânicos, con un espesor total en el sector sur en torno a los 1.000 a 1.500m., que va disminuyendo hasta unos 500 m. en el sector norte. -La construcciôn del Edificio Huila, comenzô con los depôsitos predominantemente lâvicos del Estadio Huila Antiguo. de unos 600m. de espesor y que cubrieron pareialmente lo que se conservô del anterior Edificio Pre-Huila. -Las unidades del Estadio Huila Reciente tienen un espesor que varia de los 700 a 800m. en el sur, a los 900 a 1000m. en los otros sectores. Estân asociadas espacialmente a una serie de domos volcânicos (Morro Negro y El Cerrillo). -Las unidades del sector de La Laguna presentan caracteristicas muy similares a las de Estadios Pre-Huila y/o Huila Antiguo. La Unidad Inferior de La Laguna tiene un espesor total del orden de 100m, la Unidad Intermedia alrededor de 200m y la Unidad Superior entre 100 y 150m. -Los datos geocronolôgicos (K/Ar), junto a los geomorfolôgicos, indican que la historia eruptiva del CVNH se iniciô hace por lo menos un millôn y medio de anos, en el Pleistocene Inferior, con el Edificio Pre-Huila, cuya actividad se prolongô durante todo el Pleistocene. Hace aproximadamente 100.000 anos, comenzô el Estadio Huila Antiguo, que tuvo una duraeiôn relativamente corta, unos 90.000 anos, en el Pleistocene Superior. Finalizada la ultima glaciaciôn del Pleistocene, que posiblemente estuvo acompanada por una disminuciôn de la actividad eruptiva, debiô eomenzar el Estadio Huila Reciente, hace 10.000-11.000 anos el cual se ha prolongado durante el Holoceno............................. Petrografia y mineralogia -El CVNH no tiene una la variedad litolôgica muy amplia, pero un anâlisis detallado ha permitido resaltar las variaciones composicionales y texturales de eada una de las 13 unidades volcanoestratigraficas definidas. -En muestras de mano, las lavas son, en general, ligeramente porfidicas ( 1 -2% de fenocristales, habitualmente de plagioclasa y algun mâfico) con tamano de cristales medio a fino, excepcionalmente grueso y, en algunos casos, casi afanitica. El grado de vesicularidad es bajo. -Enlâminadelgadasedistinguendostipostexturalesprincipales:microporfidicos(fenocristales + microfenocristales > 5%) y microcristalinos (fenocristales + mierofenocristales < 5%). 3 2 2 Conclusiones La textura de flujo y el bandeamiento son frecuentes y mâs notorios en muestra de mano que al microscopio. -L a fase minerai mâs abundante es la plagioclasa (entre el 20% a 40%; mâximo: 60%), la segunda es el elinopiroxeno (entre el 3% y el 7%, mâximo: 11%) y la tercera el anfïbol (entre 1% y 6%, mâximo: 19%). El contenido de ortopiroxeno suele ser menor del 6%, siendo normalmente una fase accesoria. Mieas (<5%), olivinos (<4%) y apatitos apareeen como minérales accesorios. En la matriz se reconoeen también abundante s cristales de minérales opacos (<14%), principalmente magnetitas. -D iverses rasgos texturales pueden ser interpretados como evidencias de procesos de desequilibrio, o de reacciôn. Éstos son mâs frecuentes en el edificio Huila. -L as rocas del edificio Pre-Huila son principalmente andesitas de dos piroxenos (clinopiroxeno + ortopiroxeno) eon contenido variable de anfïbol. Las del Edificio Huila, se caracterizan por un mayor contenido de anfïbol, principalmente en el Huila Reciente y en los domos. Varian desde andesitas clinopiroxénicas con anfïbol y ortopiroxeno, hasta andesitas anfibôlicas con contenido variable de clinopiroxeno. -L as lavas del sector de La Laguna tienen caracteristicas similares a las demâs unidades del CVNH. En las Unidades Inferior e Intermedia hay principalmente andesitas de dos piroxenos con anfïbol y andesitas clinopiroxénicas con anfïbol y en la Unidad Superior andesitas anhbolico-clinopiroxénicas. Geoquimica -E l CVNH estâ eonformado por roeas de composiciôn intermedia (un 70% de las muestras anal izadas) a âcida (el 30%), de ahnidad calcoalcalina, con un contenido medio de K^O y metaluminosas. Son andesitas (la mayorla) o dacitas. -H an sido divididas en très tipos geoqulmicos: Andesitas ss (SiO^ entre 57 y 60%), Andesitas daclticas (SiO^ entre 60 y 63%) y Dacitas (SiO^ entre 63 y 66%). -L as Andesitas ss: eorresponden fundamentalmente desde el punto de vista petrogrâhco a andesitas elinopiroxénicas. Las Andesitas dacltieas: abarcan desde andesitas clinopiroxénicas a andesitas clinopiroxeno-anhbôlicas, andesitas de dos piroxenos, hasta andesitas anhbôlico-elinopiroxénicas. Las Dacitas corresponden a andesitas anhbôlico- elinopiroxénicas y a algunas andesitas elinopiroxeno-anfibôlicas. - En general, Pre-Huila y Huila Antiguo Central y Sur, estân conformado s esencialmente por andesitas daclticas. En el Huila Antiguo Norte, predominan en eambio las dacitas. En el Huila Reciente Norte y Central hay, en proporeiones similares, daeitas y andesitas daclticas. Las rocas del Huila Reciente Sur, son esencialmente andesitas ss., al igual que las rocas del Domo Morro Negro, en conjunto, estas dos unidades corresponden a las rocas mâs bâsicas halladas hasta el momento. 323 Capitula 9 -E n sector de La Laguna, la variaciôn geoquimica siguiendo un orden estratigrâfico es évidente: andesitas 55 en la Unidad Inferior, andesitas daclticas en la Unidad Intermedia y finalmente dacitas en la Unidad Superior. -E n términos générales, los contenidos de la mayorla de los elementos mayores, exceptuando K^O, Na^O y P^O^, tienden a disminuir desde las rocas andesiticas a las daclticas. -L o s contenidos de los LFSE y HFSE tienden a ser mayores en las rocas de eomposieiôn mâs âcida y en general muestran buena correlaciôn positiva con el SiO,. En andesitas y en dacitas los contenidos en LREE son muy parecidos, mientras que MREE y HREE son menos abundantes en las daeitas que en las andesitas. Los metales de transiciôn se comportan como compatibles (V, Se, Cr, Co, Ni Cu y Zn). y presentan valores de concentraciôn mâs altos en las rocas andesiticas. -L as pautas de las Tierras Raras son tlpicas de andesitas orogénicas, calcoalcalinas de contenido medio a alto de K, propias de margen continental activo. -L o s espectros de REE (normal izadas al condrito) presentan pautas parai e las entre si, sin anomallas y con un marcado enriquecimiento relativo de LREE respecto a HREE. Las andesitas ss tienen enriquecimiento menor en LREE (La^ promedio = 69) que las dacitas (La^ promedio = 80). Los valores de enriquecimiento de MREE son bastante similares (Sm^ promedio en andesita = 21; Sm^ promedio en dacita = 19), mientras en los HREE se invierte la relaciôn (Dy^ promedio en andesita = 8; Dy^ promedio en dacita = 6). Las andesitas daclticas se encuentran en una posiciôn intermedia. -L o s espectros de elementos traza incompatibles, normalizados al manto prim itive muestran pautas paralelas entre si, con picos y depresiones bastante pronunciados, y en conjunto con una tendeneia decreciente desde los LILE, mâs môviles (Cs, Rb, Ba, enriquecimiento > 40), hasta los HFSE, mâs inmôviles (Y. Yb, Lu, enriqueeimientos prôximos a I). Destaca la anomalla negativa de Nb-Ta (Nb/Nb* < 0,3), la positiva del Pb (Pb/Pb* entre 1,6 y 18,1 ), anomallas positivas menores en Zr^Hf, Sr, La y Tb, y depresiones menores en Ce, Pr, Sm y Ti-Dy. La andesita promedio y la dacita promedio de Ecuador siguen patrones casi idénticos a los de CVNH. -L as rocas del CVNH presentan caracteristicas que han sido senaladas como propias de rocas adaklticas. En diagramas especlficos de earacterizaciôn de adakitas las lavas del CVNH se proyectan en el campo de adakitas y/o en la franja de superposiciôn adakita- calcoalcalina normal y muy pocas lo hacen en el campo de serie calcoalealina normal. El espectro de elementos incompatibles normalizado al manto primitivo de la adakita cenozoica promedio tlpica se ajusta casi perfectamente al rango de variaciôn del CVNH. La tendeneia adakltica es mâs notoria en las lavas de Huila Reciente y Huila Antiguo (Norte y Central), en la Unidad Superior de La Laguna y Domo Morro Negro. La tendeneia adakltica es pues mâs notoria en las lavas mâs recientes, que suelen tener composiciones mâs daclticas. 3 2 4 Conclusiones -L a composiciôn isotôpica Sr-Nd en el CVNH es notablemente homogénea eon valores de 8̂ Sr/8̂ Sr = 0,7041 - 0,7042 y de '^ W ^ ^ N d = 0,51279 - 0,51283. Quimica minerai y geotermobarometria -L a composiciôn de la plagioelasa va desde labradorita (An^^) a oligoclasa (An^^). Tienen zonados normales, inversos y oscilatorios, con diferencias de hasta un 30% en el contenido An. En todos los tipos litolôgicos la mayoria son andesinas. -E l clinopiroxeno En._, 4̂, Fs,^ )̂ suele ser augita y en menor proporciôn diôpsido, mâs frecuente este en andesitas daclticas. Tienen zonados inversos y normales, y menos frecuentemente oscilatorio. No hay variaeiôn composicional en funciôn de la distribuciôn volcanoestratigrâfiea. -L o s ortopiroxenos son todos enstatitas, tienen un rango de variaciôn composicional relativamente estrecho: En̂ _̂̂ ,̂ Wo < 3 y Fs < 33. Frecuentemente tienen zonado inverso y menos frecuente y peor definido es el zonado normal. No hay cambios especiales entre unidades. -L o s anflboles pertenecen en su mayorla a la serie magnesio-hastingsita. En el Huila Reciente y Huila Antiguo Norte aparecen también edenitas. Algunos, mucho mâs escasos, son de las series magnesiohornblenda y tschermakita. -E n tre los ôxidos de Fe-Ti predominan las magnetitas 55 (Usp^^ )̂ 7 ^n segundo lugar las ulvôespinelas (Usp,Q̂ _̂̂ )̂. Hay ademâs algunas ilmenitas, y escasas cromitas, siempre como inclusiones en olivino. -L o s olivinos varian entre Fo^, y Fo^ .̂ Las andesitas 55 , tienen olivinos menos ricos en Mg (Fo < 85) y las dacitas algo mâs ricos (Fo ~ 89). Las micas: tienen una composiciôn quimica muy homogénea, son flogopitas, con rango de variaciôn de la relaciôn Fe-*/(Fe- + Mg) muy estrecho (0,25 a 0.30). -L a fugacidad de oxigeno corresponde aproximadamente a 1,7 a 1,0 unidades log por encima del buffer de oxigeno NNO, entre las curvas de HM y QFM. -P ara la formaciôn del clinopiroxeno se han ealculado temperaturas entre 1221 °C y 97 TC y presiones médias de 3 kbar (entre 7,6 y 1,1 kbar) que corresponderlan a valores de profundidad entre 23 y 3 km aproximadamente, con los câlculos de Putirka (2005). Las temperaturas obtenidas segùn Brizi et. al. (2000) son considerablemente inferiores (943 a 856°C) y las presiones en ese caso mucho mâs elevadas (media de 6,3 kbar). - Para la eristalizaciôn del olivino se han obtenido temperaturas muy variables segùn el geotermômetro empleado, con rango s entre 1219°C y 925°C. -P ara los anflboles se obtuvieron temperaturas entre 940°C y 740°C y un intervalo de presiones entre 7,0 y 3,8 kbar. La presiôn media por sectores varia desde 5,3 a 4,3 kbar que équivale a profundidades entre 16 y 13 km aproximadamente. Los valores de presiôn 325 Capitulo 9 tienden a disminuir desde Pre-Huila hacia Huila Reciente, excepto para todas la unidades del sector sur. -P ara las plagioclasas se han obtenido temperaturas de formaciôn entre 1180°C y 1130°C y entre 13,6 kbar y 5,1 kbar que indica profundidades entre 41 y 15 km. Petrogénesis -L a composiciôn isotôpica de Sr y de Nd coincide aproximadamente con la de otros voleanes de la Zona Volcânica Norte de los Andes, especihcamente, con la de voleanes de Ecuador y con las del Caleras y del Nevado del Ruiz. Sus relaciones isotôpicas (^^Sr/^^Sr = 0,7041 - 0,7042 y ''̂ -̂ Nd '̂ Nd = 0,51279 - 0,51283) son caracteristicas de fundidos de origen mantélico, con limitada participaciôn de contaminantes derivados ya sea de la plaça subducente o de la corteza continental. -L o s contenidos en elementos traza de las andesitas menos evolucionadas muestran un marcado enriquecimiento con respecto al MORB, en componentes de la zona de subducciôn como Sr, K, Rb, Ba, Th. Las andesitas del edificio Pre-Huila, son las que muestran un enriquecimiento mayor en estos elementos y las de Laguna inferior el enriquecimiento menor. -A unque son évidentes las similitudes entre las rocas del Huila y las adakitas, no se han encontrado datos que avalen la generaciôn directa de estos magmas a partir de la fusiôn de plaça oceânica subducida. 3 2 6 Conclusiones -El comportamiento de los elementos traza compatibles e incompatibles indica que el proceso petrogenético que ha determinado y controlado la evolueiôn magmâtica es la cristalizaciôn fraccionada. Aunque no es de descartar la participaciôn de otros mecanismos, como la contaminaciôn y la mezcla de magmas, a juzgar por ciertas evidencias texturales o composicionales, éstos sôlo han intervenido de forma puntual y no son responsables de la variabilidad composicional general. -El proceso de cristalizaciôn fraccionada en estas rocas ha sido un proceso homogéneo, con extracciôn importante de plagioclasa acompanada de anfibol, uno o dos piroxenos y ôxidos de Fe-Ti. Los mejores modelos calculados para la cristalizaciôn fraccionada implican siempre la participaciôn de plagioclasa, normalmente mâs del 50% de los minérales extraidos, de magnetita en porcentajes del 4% al 9% y de clinopiroxeno y/o anfibol en proporciones variables, pero generalmente entre el 10% y el 20%. En el caso, por ejemplo, de uno de los mejores modelos calculados para pasar desde la andesita media a la dacita media, esto se logra con un 22% de cristalizaciôn de plagioclasa (42%), anfibol (46%), clinopiroxeno (7%) y ôxidos de Fe-Ti (5%). -En resumen, las rocas del CVNH se han debido formar por la fusiôn de una cuna mantéliea enriquecida, en diferentes proporciones, por componentes de la plaça subducente. La fuente mantéliea pudo haber sido ligeramente diferente para cada edificio. La cristalizaciôn fraccionada posterior produjo la mayor parte de la variabilidad composicional que hoy se observa en este complejo volcânico. 3 2 7 Bibliografia lO.-BIBLIOGRAFIA REFERENCIAS BEBLIOGRAFICAS ACOSTA, J. 1997. Evolueiôn geolôgica. En: H. Gonzalez (Ed), Memoria técnica del atlas geolôgico digital de Colombia V.IO. INGEOMINAS. Bogota, pp. 78-126. ADAMEX, S., FROHLICH, C. & PENNINGTON, W. 1988. 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Calculo del volumen, aproximado, de lavas emitido por CVNH Datos fondamentales: Centro Norte Sur altura de los picos (msnm) 5364(P.C.) 5304 (P.N.) 5056 (P.S.) promedio de altura de los picos (msnm) 5241 alturas promedios de la base (msnm) 2850 (perfil) 2944 (aflora E) 2589 (aflora W) 3000 (perfil) 4143 (aflora) 2600 (perfil) 2600 (aflora) promedio de altura de la base (msnm) 2816(3069 aflora) alturas promedio de edificio-sectores (m) 2514(C) 2304 (N) 2456 (S) promedio de alturas promedio del edificio (m) 2424 diâmetros aproximados en la base (km) 16(N-S)y 12(E-W) area de la base (km"') 1 50 (elipse) — 201 (circulo mayor, r = 8m) —113 (circulo menor, r = 6m) — 200 (en mapa) diâmetros aproximados en la cima (km) 4 (N-S) y 2 (E-W) Para calculos: Ri = radio mayor en la base 8 km R2 = radio menor en la base 6 km Rm = radio medio en la base 7 km ri = radio mayor en la cima 2 km r2 = radio menor en la cima 1 km rm = radio medio en la cima 1,5 km hi = altura del edificio en el Pico Norte 5304 - 3000 = 2304 m (2,3 km) h? = altura del edificio en el Pico Central 5364 - 2850 = 2514 m (2,5 km) ha = altura del edificio en el Pico Sur 5056 - 2600 = 2456 m (2,45 km) hm= altura promedio 2424 m (2,42 km) bi = base aproximada en Pico Norte 10,5 km b2 = base aproximada en Pico Central 11,1 km ba= base aproximada en Pico Sur 10 km bm= base promedio 10,53 km Très modelos asumiendo: Cono recto simple: V cono = 1/3 (area da la base X h) Ab (circular) = n x = 153,96 km^ Vcono= 1/3 (Abxhm) = 1/3 (1 5 3 ,9 6 x 2 ,4 2 ) = 124,2 km' 1-1 Anexo 1 Cono truncado: \ / cono truncado ~ 1 /3 [TT X h ( R + + Rr)] R f — R X r — 10,5 = 1/ 3[TTXhm(Rm^ + U^ + Rmrm)] = 1 /3 [TT X 2 ,4 2 (49 + 2 ,2 5 + 1 0 ,5 )] = 156,51 km ^ = 1 /3 [TT X 2 ,4 2 (49 + 2 ,2 5 + 5 ,2 5 )] = 143,21 km ^ Prisma de bases triangulares de alturas diferentes (“Techo”) b3 V prisma regular ~ d6 la baS6 X L V prisma triangular regular ~ Ab (triangulo) X L — [Y z (b X h )] X L Ab, = % (bi X h i) = % (1 0 ,5 X 2 ,3 ) = 12 km^ A b z = % ( b 2 X h g ) = % (11,1 X 2 ,5 ) = 13 ,8 k m ^ Ab; = % ( b a X h a ) = % (10 x 2 ,4 5 ) = 1 2 ,2 5 k m ^ Abm = % (bm X hm) = % (10,53 X 2,42) = 12,74 km' Con L = 16 km V, = Ab, X L = 12 X 16 = 192 km^ Vz = Abz X L = 13,8 X 16 = 220,8 km^ Va = Aba X L = 1 2 ,25 x 16 = 196 km^ Vm = Abm X L = 12,74 x 16 = 203,84 k m ^ C on L’ = 4 km V, ‘ = Ab, X L’ = 12 X 4 = 48 km^ Vz ‘ = Abz X L’ = 13 ,8 X 4 = 55,2 km^ Va ' = Aba X L’ = 1 2 ,2 5 x 4 = 49 km^ Vm ' = Abm X L' = 12,74 x 4 = 50 k m ^ Con L" = 1 0 k m [(1 6 + 4)/2] V, ‘ = Ab, x L” = 12 X 10 = 120 km^ Vz " = Abz X L” = 13 ,8 X 10 = 138 km^ Va " = Aba X L” = 1 2 ,2 5 x 10 = 122,5 km^ Vm " = Abm X L = 12,74 X 10 = 127,4 km^ 1-2 ANEXO 2 Inventario de muestras del Complejo Volcânico del Nevado del Huila y sus anaUsis ANEXO 2. INVENTARIO DE MUESTRAS DEL CVNH - Y SUS ANÂLISIS Anexo 2 P = anàlisis petrogrâfico (L.D. = lâmina delgada), s.n. = sin numéro Q = anàlisis quimico roca total - INGEOMINAS (X) M = anàlisis modal ( X = porcentajes por conteo, % = porcentajes estimados) hh = altura - altimetro, hg = altura - GPS. hm = altura - mapa I ~ ] = anàlisis quimico roca total màs compléta (mayores, menores y REE) - Laboratorio Actlabs Q 1 p s 4 » CAMPO L.D. TIRO DESCRIPCIÔN CAMPO P Q M NOTA 11 SITIO 1 OTROS ALTURA Foto BPNH334 s.n. In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica media-fina, gris medio-amarillo. X % Xenolito +/- 1 alterada 1 3125(hh) 3406(hg) 310Q(hm) •4 BPNH335 s.n. In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica media-fina, gris medio. T.F. X % 3160(hh) 3230(hg) 3200(hm) V BPNH336 s.n. In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica media, gris medio - Bandeo -T.F. X % +/- alterada I 3070(hh) 3116(hg) 3100(hm) V BPNH337 s.n. In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica media, gris medio-claro - Bandeo X % Vesiculitas. Fresca Microsonda 2795(hh) 2843(hg) 2800(hm) V BPNH338 s.n. In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica media- gruesa, gris medio. X % ■ 2705(hh) 2842(hg) 2700(hm) V BPNH339 s.n. In situ - r.volcànica efusiva - brecha? Aglomerado? - Andesitico porfldico, gris claro a medio. X % I 2600(hm) V BPNH340 s.n. In situ - r.volcànica efusiva - columnar Andesita porfidica media, gris medio. T F ? X % ■ 2400(hm) V BPNH341 s.n. In situ - r.volcànica efusiva - columnar Andesita porfidica media, gris claro. X % 1■ 0.3+/-0.2 (K/Ar) 1 Microsonda 2300(hh) 2842(hg) 2250(hm) V Q 1 p c VNH32 325858 Bloque desprendido - r.volcànica. Andesita, brecha. gris claro a bianco. Poros. Alterada. X % Deslizamiento en pared E. E 3350(hm) V ACNH403 s.n. In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica media, gris medio a oscuro. X % +/- alterada. ■ < 0.2 Ma (K/Ar) 1 Microsonda 3420(hh) 3530(hg) 3400(hm) V Q1pn VNH6 325831 In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica media, gris oscuro. Bandeado. X X % 3545(hh) 3750(hm) V VNH30 325857 In situ - r.volcànica efusiva - xenolito Andesita porfidica media, gris medio a oscuro. X X E Microsonda 3500 V VNH31b s.n. Rodado - volcànico Muestra de lava de 2 colores. Rodado - Qda. El Oso E 3400(hm) . VNH33 325841 In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica fina, gris verdoso medio. X X X E 0.4+/-0.1 (K/Ar) 3200 V BPNH302 s.n. In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica media-fina, gris medio - T.F. - Xenolito. X % ■ 3175(hh) 3235(hg) 3200thm1 V BPNH303 s.n. In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica fina, gris medio a oscura - Xenolito. X % ■ 3580(hh) 36QQLhm) V ACNH401 s.n. In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica media, gris medio a claro - Bandeo - T.F. X % ■ 3090(hh) 1800(hg) 3100fhmi V ACNH401a s.n. In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica fina-media, gris medio a claro - +/- alterada. X % la misma 401- columnar ■ 3100(hm) V ACNH401b s.n. In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica media, gris oscuro- +/- fresca. X % ■Microsonda 3100(hm) V ACNH427 s.n. In situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica media a fina. oris claro - +/- alterada. X % Xenolitos ■ 3670(hh) 3720(hm) V ACNH428 s.n. in situ - r.volcànica efusiva Andesita porfidica fina a media, gris claro - T.F. X % ■Microsonda 3640(hh) 3917(hg) 3775(hm1 4 2-3 Anexo 2 ANEXO 2. INVENTARIO DE MUESTRAS DEL CVNH - Y SUS ANALISIS Q1as CAMPO L.D. TIPO DESCRIPCIÔN CAMPO P Q M NOTA SITIO OTROS ALTURA Foto VNH45 100290 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica fina, gris medio. X % E 4150(hm) 4 VNH51 325847 In situ-r.volcénica efusiva Andesita ? +/- afanitica, gris oscuro a negro. X X % Ôxidos mMicrosonda 4300(hh) 4375(hm) VNH53 325848 In situ-r volcénica efusiva Andesita porfidica medio-fino, gris medio. Alterada. X % Microsonda 4000(hh) 4000(hm) 4 VNH54 100293 In situ-r.volcànica efusiva Andesita porfidica fino-muy fino, gris oscuro. Alterada? X % M E Microsonda 3750(hh) 3700(hm) BPNH92 325892 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris- blanco. Orientaciôn. Alteraciôn. X X % Similar 90aa E 4230 4 BPNH130 325920 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica media, gris. Ftos. grandes y abondantes X X % E 4300 4 BPNH134 325921 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris ose- verdoso. Alterada. X X X E 4500(hg) 4340(hm) 4 BPNH139 325924 In situ-r.volcânica efusiva Andesita gris oscuro y blanco por alteraciôn. X X X AC229 ■1 Microsonda 4325(hm) 4 BPNH142 325926 In situ-brecha tectônica Fragmento de brecha?, gris oscuro, porf. medio. Alterado. X X Xenolito ■ 4150(hm) 4 BPNH143 325927 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris ose. vesiculas. X X X ■Microsonda 4020(hg) 4250(hm) 4 BPNH145 325928 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris ose. Manchas rojas y rosadas X X X ■ 3925(hm) 4 BPNH146 325929 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio. Anfiboles grandes. X X X ■Microsonda 3900(hg) 3800(hm) ACNH220 325873 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio-fina, gris medio-oscuro/rojizo. X % +/-Oxidada Bandeo E 4400(hm) 4 ACNH221 325874 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio-fina, gris medio-oscuro Alterada X X X BRI 33 E Microsonda 4170(hh) 4205(hm) 4 ACNH224 100297 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio-fino Bandeo gris claro-oscuro. X % E 4520(hm) 4 ACNH225 100276 In situ-r.volcânica efusiva Andesita +/-porfidica medio- fino, gris oscuro +/- violeta. X X BRI 35 ■ 4320(hh) 4325(hm) 4 BPNH331 S.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio-fina, gris medio. X % ■ 4331 (hg) 4300(hm) 4 BPNH332 s.n In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio-fina, gris medio, T.F. X % ■ 3900(hh) 3986(hg) 3950(hm) 4 BPNH333 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris claro. X % ■ 3340(hh) 3408(hg) 3340(hm) 4 2-4 ANEXO 2. INVENTARIO DE M UESTRAS DEL CVNH - Y S U S ANÂLISIS Anexo 2 0 1 a c CAMPO L.D. TIPO DESCRIPCIÔN CAMPO NOTA SITIO OTROS ALTURA F o to VNH26 325840 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris claro y rosado. AC210 3905(hm) B P N H 99 325897 Bloque?-r.volcânica efusiva. Andesita porfidica medio, gris claro. Oxidos. 4470(hg) 4400(hm) In situ-r.volcânica efusiva B P N H 148b 325930 Andesita porfidica medio, gris oscuro. M anchas rojo-blanco. BP148? Ôxidos Vesiculas- alterada. 4430(hm) In situ-r.volcânica efusiva BPN H 149 325931 Andesita porfidica medio, gris Orientaciôn de félsicos. 4275(hm) B P N H IS Ia 100306 Fragm ento-cam po termal Casi afanitica. Sulfuros(?) masivos. BP151? 4050(hg) 4100(hm) B P N H 151b 100267 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio-fino, gris claro-blanco Arenosita 4060(hm) In situ-r.volcânica efusiva B P N H 152 325932 Andesita porfidica medio, gris claro. Orientaciôn-anfiboles grandes. 3900(hg) 3900(hm) In situ-r.volcânica efusiva B P N H 152a 325933 Andesita porfidica, gris. Pocoâ anf. Xenolito. M anchas rojas Alterada - ôxidos 4320(hg) 3900(hm) In situ-brecha basai A C N H 206 325869 Andesita porfidica media-fina, gris verdoso medio-osc. Xeno 4400 AC N H 209 100272 In situ-frag. brecha basai Andesita porfidica fina, gris medio-oscuro. 3800 A C N H 210 100273 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio-fino, gris medio. El Mufleco - VNH26 A C N H 233 325884 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris medio. T. fluidal? In situ-frag. brecha basai AC N H 234 100265 Frag. A ndesita porfidica medi< fino Bandeo gris/rojo. Alterada - oxido A C N H 235 100266 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica fina, gris verdoso medio-oscuro. 325885 AC N H 236 325886 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica fina, gris osc.-negro. Alterada. In situ-r.volcânica efusiva BPN H 324 Andesita porfidica medio, gris medio-claro. Vesiculas. In situ-r.volcânica efusiva BP N H 325 Andesita porfidica medio, gris medio. Xenolitos. Xenolito grande mm In situ-r.volcânica efusiva BPN H 326 Andesita porfidica medio, gris medio. Similar a 325 In situ-r.volcânica efusiva B P N H 327 Andesita porfidica medio a gruesa, gris-rosado. Bandeo. - Oxidos B P N H 328 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio a fina, gris claro-blanco. Bandita - T.F. In situ-r.volcânica efusiva ACNH 437 Andesita porfidica medio a fina, gris medio. Xenolito? In situ-r.volcânica efusiva A CNH 438 Andesita porfidica medio, gris medio +/-pardo. Xenolito? grande | mm In situ-r.volcânica efusiva ACNH 439 Andesita porfidica medio, gris medio. VNH3S 100287 Rodado - Simbola Brechosa Rodado 3900 Microsonda 4235(hh) 4340(hm) 4140(hh) 4270(hm) 4080(hh) 4200(hm) 4030(hh) 4030(hm) 4180(hh) 4277(hg) 4225(hm) 4145(hh) 4254(hg) 4210(hm) 4130(hh) 4227(hg) 4150(hm) 4201 (hg) 4100(hm) 4307(hg) 4250(hm) 4540(hh) 4602(hg) 4540(hm) 4450(hh) 4524(hg) 4475(hm) Microsonda 4405(hh) 4494(hg) 4445(hm) 2-5 Anexo 2 ANEXO 2. INVENTARIO DE M UESTRAS DEL CVNH - Y S U S ANÂLISIS Q 1an CAMPO L.D. TIPO DESCRIPCIÔN CAMPO VNHS 325854 In situ-r. volcânica efusiva Andesita porfidica media, gris pardusco medio. VNH6a No tiene In situ-r.volcànica efusiva Similar a VNH6 (Rodado) VNH7 100279 Rodado-r. volcânica efusiva Andesita porfidica fina a muy fina, gris medio. VNH9 325855 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris oscuco-negro.+/- Bandeo. VNH10 100280 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris oscuro-rojizo. Orientaciôn. Oxidos. VNH11 100281 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris verdoso claro a medio. Alterada - escorlacea? BPNH101 325898 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris bianco. A lterada(arenoso). B P N H 102 100301 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris rosado. Xenolito granitico. Alterada - ôxidos. BPN H 107 325902 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio, gris blanco. V esiculas. Alterada. BPNH111 325905 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris oscuro. P arches blancos. AC N H 200 325864 In situ-r.volcânica efusiva ACNH201 325865 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica media. B andeo gris oscuro-rojo parduzco______________ Andesita porfidica medio, gris claro-blanco. vesiculas?. NOTA SITIO OTROS Polaco Alterada? VNH6b Rodado - Similar | 3a Brecha? - Ôxidos I Similar 9 NW NW - olivino Arenosita Ôxidos ACNH201a Microsonda ALTURA 3540(hh) 3825(hm) 3545(hh) 3750(hm) 3540(hh) 3745(hm) 3890(hh) 3900(hm) 3900(hh) 3950(hm) 3900(hh) 4000(hm) 4385(hh) 4410(hg) 4280(hm) 4385(hh) 4410(hg) 4350(hm) 4340(hm) 3845(hm) 4100(hm) 4000(hm) Foto A C N H 201b 100296 In situ-brecha basai A ndesita porfidica fina-muy fina, rojiza oscuro. Bloque 4000(hm) A C N H 202 325866 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica media, con xenolito oscuro. A C N H 203 325867 In situ-r.volcânica efusiva Andesita c porfidica, gris muy claro. A C N H 204 325868 ACNH421 AC N H 422 A C N H 424 A C N H 425 A C N H 426 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris medio a ciaro. Xenolito. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris claro-rosa - Xenolito?. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio, gris medio-ciaro - T.F. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris medio - +/-Fresca. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio, gris medio. TF. Xenolito. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris claro-blanco-rosa. Bandeo. 3950(hm) 3700 3950(hm) 4150(hh) 4305(hg) 4270(hm) 4306(hg) 4240(hm) Microsonda 3980(hh) 4074(hg) 4000(hm) Arenosita? 3905(hh) 4048(hg) 4000(hm) 3790(hh) 3911(hg) 3850(hm) 2-6 ANEXO 2. INVENTARIO DE M UESTRAS DEL CVNH - Y S U S ANALISIS Anexo 2 Q 2 r s CAMPO L.D. VNH46 325845 VNH47 100291 VNH50 100292 B P N H 96 325893 B P N H 96a 325894 B P N H 97 325896 B P N H 97a 325895 B P N H 135 325922 B P N H 1 3 5 a 325923 B P N H 138 100305 B P N H 140 325925 A C N H 218 325872 A C N H 226 325879 A C N H 226a 325880 AC N H 227 325881 AC N H 228 325882 A C N H 229 325883 A C N H 230 100274 A C N H 230a 100275 B P N H 329 B P N H 330 ACNH 441 AC N H 442 TIPO In situ-r.volcànica efusiva In situ-r.volcànica efusiva In situ-brecha tectônica? In situ-r.volcânica efusiva in situ-r.volcânica efusiva In situ-r.volcânica efusiva Rodado (xenolito ■ intrusivo) In situ-r.volcânica efusiva In situ-r.volcânica efusiva In situ-r.volcânica efusiva in situ-r.volcânica efusiva In situ-r.volcânica efusiva In situ-r.volcânica efusiva In situ-r.volcânica efusiva In situ-r.volcânica efusiva In situ-r.volcânica efusiva In situ-r.volcânica efusiva In situ-brecha volcânica In situ-r.volcânica efusiva In situ-r.volcânica efusiva in situ-r.volcânica extrusiva? In situ-r.volcânica efusiva in situ-r.volcânica efusiva DESCRIPCIÔN CAMPO I P I Q I M Andesita porfidica media, gris- amarillo. Alterada. Andesita porfidica fina, gris verdoso medio. Fragmento finogranular, gris/blanco. Muy alterada. Andesita porfidica medio, gris oscuro. Orientaciôn. Bandeo. Andesita porfidica muy fina, gris medio. Andesita porfidica medio-fino Xenolitos afaniticos. Xenolito? de tonaiita en un rodado volcànico. Andesita +/- porfidica, negra. Abondante matriz. Andesita porfidica medio, gris claro. Xenolito. Alterada ôxidos. Andesita porfidica medio-fino, gris medio. Alterada. Andesita porfidica medio, gris ose. Abondantes Ftos. Andesita porfidica medio, gris medio. Xenolito granitico. Andesita porfidica fina, gris claro-medio. Andesita porfidica media-fina, gris medio. vesiculas. ôxidos Similar a 226a. Andesita porfidica fina, gris ose. a negro, vesiculas. Andesita porfidica fina- medio.gris medio-claro. Frag. Andesita porfidica fino, gris, -r/- Alterada. Andesita porfidica muy fina, gris oscuro. Alterada. Andesita porfidica fina a muy fina, gris oscuro. Andesita porfidica media-fina, gris medio a oscuro Andesita porfidica fina, gris medio a oscuro. Andesita porfidica finamedia, gris medio. Bandeo. TF NOTA SITIO OTROS = 53 0 54 Xenolito - Rodad AC225 Microsonda BRI 35? Alterada Salto Megacristal- anfibol. -t-/- 2.6 Ma (K/Ar) ôxidos Microsonda Microsonda Microsonda AC226=AC228 Sur ALTURA 4240(hm) 4270(hm) 4300(hh) 4350(hm) 4320(hh) 4360(hm) 4350(hg) 4360(hm) 4470(hh) 4530(hg) 4515(hm) 4500(hm) 4575(hh) 4575(hm) 4575(hh) 4575(hm) 4280(hh) 4410(hg) 4325(hm) 4320(hg) 4300(hm) 4300(hm) 4400(hh) 4475(hm) 4400(hh) 4475(hm) 4530(hh) 4575(hm) 4400(hh) 4405(hm) 4370(hh) 4390(hm) 4380(hh) 4425(hm) 4380(hh) 4425(hm) 4555(hh) 4573(hg) 4525(hm) 4410(hh) 4540(hg) 4500(hm) 4450(hh) 4532(hg) 4500(hm) 4520(hh) 4533(hg) 4550(hm) F o to 2 - ' Anexo 2 ANEXO 2. INVENTARIO DE MUESTRAS DEL CVNH - Y SUS ANALISIS Q2rc C Z ) CAMPO L.D. TIPO DESCRIPCIÔN CAMPO P H NOTA 11 SITIO OTROS ALTURA Foto VNH12 325832 In situ-r.volcànica efusiva Andesita porfidica medio, gris medio. X X r X ■ 1.5+/-0.1 (K/Ar) 4380(hti) 4500(hm) V VNH13 100264 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica media-fina, gris medio. Bandeo. X X ■ 1 Microsonda 4380(hh) 4475(hm) 4 VNH13a 325833 Rodado-pôm ez Pôm ez blanca, redondeada, vesicular. Porfidica. X % Rodado - Andesitica ■ 4325(hh) 4450(hm) 4 VNH14 100282 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica fina, gris medio. Xenolitos? X % ■ 4325(hh) 4400(hm) 4 VNH15 325834 in situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio, gris y rojo. Bandeado. Oxidos. X % ■ 4155(hh) 4150(hm) 4 VNH40 s.n. In situ.r.volcànica efusiva Lava 1 - Bloque desprendido de pared. Oxidos Cm .Laguna E 4360(hm) 4 VNH41 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Lava 2 Cm.Laguna E M icrosonda 4250 4 VNH42 325844 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica media- gruesa, gris muy claro. A renosa. X X X VN25-BP125ti E 4250 4 VNH43 100288 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica media-fina, gris medio. X %VNH43a E 4160(hm) 4 VNH43a s.n. In situ-r.volcânica efusiva Rodado Rodado E 4160(hm) 4 VNH44 100289 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica media-fina, gris medio-oscuro. X E M icrosonda 4450 4 BPNH90 100298 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio-fino, blanca. Muy alterada.BP90a X % Arenosita E 4270(hm) 4 BPNH90aa 325890 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita +/- porfidica media, blanco Alterada Vesiculas. X % Similar 90 - 90a E 4300(hm) 4 BPNH91 325891 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio, gris claro. X X % E , 4280 4 BPNH98 100299 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio-fino, gris claro/rosado. Vesiculas. X % Alterada - parece pômez. ■ 4400(hh) 4400(fig) 4425(hm) 4 BPNH124 325913 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio- fino gris claro. X X X E 4450 4 BPNH125 325914 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris. A lgunas vesiculas. X jX X Ôxidos E Microsonda 4300(tim) 4 B P N H 125a 100270 In situ-frag. Flujo piroclâstico Fragm ento lltico andesitico +/- vesicular - pordifico, muy claro. X X AC215a E 4300(tim) 4 B P N H 125b 325915 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris verdoso. Anfiboles grandes. Orientaciôn X X X AC210? E Microsonda 4300(hm) 4 B P N H 125d 325916 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio, gris ciaro. Bandeo. Aiteraciôn. X X X AC216 E Microsonda 4300(hm) 4 B P N H 125e 325917 In situ-r.volcânica efusiva And? alterada, blanco. Parece arenisca, por alteraciôn. X X BP128 E 4300(hm) 4 B P N H 125h 325918 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica, gris- blanco.Anfiboles grandes. X X VN25-VN42 E M icrosonda 4300(hm) 4 B P N H 129 325919 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica media-fina, gris oscuro/rojo. Anfiboles grandes. X X % E 4200 4 A C N H 212 100268 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris muy claro. "Arenosita". X X X 325870/AC125e E 4050 4 2 - 8 Anexo ANEXO 2. INVENTARIO DE MUESTRAS DEL CVNH - Y SUS ANÂLISIS Q2rc CAMPO L.D. TIPO DESCRIPCIÔN CAMPO P Q M NOTA SITIO OTROS ALTURA Foto A C N H 21Sa No tiene In situ-flujo piroclâstico Frag. Litico, Andesita porfidicc fino-medio, gris muy ciaro. BP 125a/100270 E 4010(hm) A C N H 216 100269 In situ-r.volcânica efusiva Similar a 212. Mâs oscura. Xenolitos. X X X 325871/BP125d - E 4280 V A C N H 429 S.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris medio. TF. X X % ■Microsonda 3120(hh) 4189(hg) 4200(tim) V A C N H 430 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris claro a muy claro. TF. Vesiculitas? . Xenolito. X % ■ 4275(hh) 4353(hg) 4300(hm) V ACNH431 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio-fina, gris medio a claro. TF. Xenolito. X % ■ 4365(hti) 4451 (hg) 4400(hm) \ A C N H 432 s n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris medio Textura fluidal. X % ■ 4400(hh) 4471 (hg) 4405(hm) 4 A C N H 433 s.n In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio, gris oscuro. Textura fluidal. Vesiculitas. X % ■ 4505(hh) 4545(hg) 4505(hm) 4 A C N H 434 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio a fino, gris medio. X % ■ 4550(hh) 4525(hm) 4 A C N H 435 s.n. in situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, blanco a gris muy claro. Vesiculitas. X % ■ 4620(hh) 4615(hm) 4 A C N H 436 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio, gris medio. Vesiculitas?. X % ■ 4555(hh) 4636(hg) 4575(hm) A C N H 440 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio a fina, gris oscuro. Vesiculitas. X % ■ 4365(hh) 4448(hg) 4400(hm) 2-9 Anexo 2 ANEXO 2. INVENTARIO DE MUESTRAS DEL CVNH - Y SUS ANÂLISIS Q2m C D CAMPO L.D. TIPO DESCRIPCIÔN CAMPO P Q M NOTA 11 SITIO OTROS 1ALTURA Foto VNH16 325856 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio- gruesa, gris/rosado. Bandeo. X X % “ “ 4370(hh) 445Q(tim) 4 VNH17 100283 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica fina-media. gris oscuro, rojizo. X % V esiculas I 4370(hti) 4430(hm) 4 VNH18 100284 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica fina-media, gris medio. +/- orientaciôn. X X Microsonda 4575(hm) VNH19 325835 in situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio- g ruesa, gris medio-claro X X % 4525(hm) 4 VNH20 325836 in situ-r.voicânica efusiva A ndesita porfidica media, rosado a rojo claro. Oxidos - matriz rojiza. X % 4520(hh) 4545(hm) 4 VNH21 100285 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica media, rosado y gris. Oxidos. X X Similar a 20 I 4490(hh) 4550(hm) 4 VNH22 325837 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio. B andeado gris-rosado. X % Ôxidos. V esiculas? | 43G0(hh) 4400(hm) 4 VNH23 100286 In situ.r.volcànica efusiva A ndesita porfidica medio-fino, rojizo-gris. V esiculas. Oxidos X % E 4500(hm) 4 VNH24 325838 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica media-fina. B andeo gris-rojizo, oscuro. X % Ôxidos E 4390(hm) 4 VNH25 325839 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita +/-porfidica(casi faneritica), gris a blanco.± a lterada? X X VN42-AC125h E 4210(hm) 4 VNH38 100271 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio, gris/rojo. +/- alterada. Oxidos X X E 4600(tim) 4 V N H 38a 325842 in situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio- g ruesa, blanco-gris claro A renosa X % Bloque? E 4600(hm) 4 V NH39 325843 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica media, gris oscuro-negro. T fluidal? X X % _ E — 4170(hm) 4 B P N H 100 100300 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica fina, roja. Oxidos - matriz rojiza. X % 4405(hm) 4 B P N H 103 325899 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica, gris-negro, rojiza. Ôxidos. X % Vesiculas. I 4425(fim) 4 B P N H 104 325900 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris oscuro. X % Microsonda 4405(hm) 4 B P N H 105 325901 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica, gris-rojizo. Algunas vesiculas. X X 1 Microsonda 4500(hm) 4 B P N H 106 100302 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio-fina, gris medio. X % 4245(hh) 4260(hg) 4390(tim) 4 B P N H 115 325906 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris- rojizo. V esiculas. Oxidos. X X X E Microsonda 4250 4 B P N H 116 325907 in situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris/blanco. Orientaciôn. X X X Xenolito E 4480 4 B P N H 1 1 6 a 325908 In situ?-r.volcânica efusiva Xenolito (microgabro) en roca anterior. X Xenolito E 4480 4 B P N H 1 1 6 b 325909 In situ?-r.volcânica efusiva Xenolito gris oscuro-porfidio medio en roca de 116. X Xenolito E 4480 B P N H 1 1 7 a 325910 Pôm ez - Flujo piroclâstico Pôm ez blanco, porfidico fino- medio. Alter. Vesic. Oxido. X X 117 E 4300 4 2-10 ANEXO 2. INVENTARIO DE MUESTRAS DEL CVNH - Y SUS ANÂLISIS Anexo 2 Q 2rn CAMPO L.D. TIPO DESCRIPCIÔN CAMPO P Q M NOTA SITIO OTROS ALTURA F o to BPNH117b 325911 Litico de flujo de pômez.F.P. Andesita porfidica medio, gris claro. (Litico de 117). X X X 117 E 4300 BPNH120 100303 in situ-r.voicânica efusiva Andesita porfidica fina, gris verdoso medio. V esiculas. X % Xenolito - Ôxidos E 4550(hm) \ BPNH121 100304 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris claro. Anfiboles grandes. X X % E 4600 \' ACNH205a 100295 In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica fina-media, gris medio/rosado. T.F. X % AC205 E 4200(hm) 4 BPNH317 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica media-fina, gris medio. Vesiculas. X % ■ 4360(hh) 4480(hg) 4410(hm) 4 BPNH318 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica media, gris medio-rosa. TF. V esicuias. X % ■ 4390(hh) 4581 (hg) 4470(hm) 4 BPNH319 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica media, gris medio-rosa. TF. X % ■ 4500(hh) 4622(hg) 4560(hm) \ BPNH320 s.n. Rodado-r volcânica efusiva Andesita +/-porfidica media- gruesa, gris claro. X % V esiculas. I■ 4540(hm) 4 BPNH321 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica media, gris medio a oscuro. T.F. X % ■ 4400(hh) 4525(hg) 4490(hm) \ BPNH322 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris medio. TF. Vesiculitas. X % ■ 4405(hh) 4499(hg) 4470(hm) 4 BPNH323 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita +/-porfidica medio, gris medio a claro, rosa. X % Vesiculas. ■ 4380(hh) 4497(hg) 4450(hm) 4 ACNH417 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris medio - rosa. Vesiculitas. X % N 4270(hh) 4422(hg) 4400(hm) 4 ACNH418 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica medio, rosado - gris medio. TF . X % Vesiculas. N 4260(hh) 4410(hg) 4400(hm) \ A C N H 419 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris muy claro a blanco. X % Vesiculas. N 4210(hh) 4366(hg) 4325(hm) V A C N H 420 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris y parches rojizos. X % V esiculas. N 4200(hh) 4376(hg) 4300(hm) 4 A C N H 423 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio, gris blanco. TF. X % N 4375(hh) 4499(hg) 4430(hm) 4 2-11 Anexo 2 ANEXO 2. INVENTARIO DE MUESTRAS DEL CVNH - Y SUS ANÂLISIS Q 2 d C Z ) CAMPO L .D . TIPO DESCRIPCIÔN CAMPO P Q M NOTA SITIO OTROS ALTURA F o to VN H 49a 325861 In situ-r.volcânica extrusiva Andesita porfidica fina-media gris verdoso claro X X X Domo Morro Negro Sur 4475(hm) V V N H 49b 325846 In situ-r.volcânica extrusiva A ndesita porfidica fina-media, gris verdoso claro. X X X Domo Morro Negro 325861 Sur Microsonda 4475(hm) \ A C N H 223 325875 Fragm ento de caida de boques Andesita porfidica medio- g rue sa, gris medio-osc. Agregado de anfiboles. X X X Domo Morro Negro Sur B ase a 4390 V A C N H 223a 325876 Fragm ento de ca ida de boques, con enclave A ndesita porfidica medio-fino, gris claro. Xenolito granitico. X % Domo Morro Negro Sur B ase a 4390 \ A C N H 2 2 3 b 325877 Fragm ento de caida de boques, con enclave Andesita porfidica fina, gris muy claro. Xenolito granitico. X % Domo Morro Negro Sur B ase a 4390 \ A C N H 223C 325878 Fragm ento de caida de boques, con enclave Similar a 223b Xenolito oscuro Finogranular. X % Idem 2m uestras diferentes Sur B ase a 4390 \ 2-12 ANEXO 2. INVENTARIO DE MUESTRAS DEL CVNH - Y SUS ANÂLISIS Anexo 2 Q 1 ls C D CAMPO L.D. TIPO DESCRIPCIÔN CAMPO P 0 M NOTA SITIO OTROS ALTURA F o to B P N H 315 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica fina a media, gris medio a claro. X % Laguna de P âez Superior 4160(hh) 4286(hg) 4275(hm) 4 A C N H 407 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica fina a media, gris oscuro. TF. Vesiculitas. X % Laguna de Pâez Superior Microsonda 4200(tih) 4355(hg) 4325(hm) 4 A C N H 408 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica media a fina, gris medio. Fresca. X % Laguna de Pâez Superior 4170(hh) 4323(hg) 4 A C N H 413 s.n. in situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica media a fina, gris medio. Bandeo. TF. X % Laguna de P âez Superior 4340(hh) 4488(hg) 4480(tim) 4 A C N H 414 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica media a fina, gris medio a claro. X % Laguna de P âez Superior Microsonda 4550(hg) 4500(hm) 4 Q 1lm 4 m B P N H 310 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica fina a media, gris m edio+rosado. TF. Oxidos X % Laguna de P âez Medio 4080(hh) 4140(hg) 4200fhmi BPN H 311 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica fina a media, gris medio a claro. X % Laguna de P âez Medio 4085(hh) 4196(hg) 4190(hml 4 B P N H 313 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica fina, gris medio. +/-TF. Oxidos. Vesiculitas. Xenolito?. X % Laguna de P âez Medio 4095(hh) 4230(hg) 4200(hraL 4 B P N H 314 s.n. In situ-r.volcânica A ndesita porfidica media a fina, gris medio a oscuro. TF. X % Laguna de P âez Medio 4295(hg) 4250(tim) 4 B P N H 316 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica muy fina, gris claro. Vesiculitas. X % Laguna de P âez Medio 4140(hh) 4271 (hg) 4225(ÜmL 4 A C N H 410 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica fina a media, oris muv oscuro. TF. X % Laguna de P âez - Fresca. Medio 4220(hg) 4200(hm) 4 A C N H 412 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica media a fina, gris medio, verdoso. +/- alterada. Px +OI? 1 L Laguna de P âez Medio M icrosonda 4260(hh) 4441(hg) 4390(hm) 4 A C N H 41S s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica fina a media, gris claro a blanco. Vesiculitas. L Laguna de Pâez Medio M icrosonda 4330(hh) 4578(hg) 4500(hm) 4 A C N H 416 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita +/- porfidica muy fina, gris muy oscuro. Fresca. X % Laguna de Pâez Medio 4350(hh) 4514(hg) 4350fhm1 4 2-13 Anexo 2 A N E X O 2 . INVENTARIO DE M U E S T R A S DEL CVNH - Y S U S A N  L ISIS Q 1 1 V N H 3a 325830 Rodado-r volcânica efusiva Andesita porfidica fina, gris medio. X X X Laguna de P âez - Rodado Inferior? 0.3+/-0.2 (K/Ar) > 3800 V B P N H 1 0 8 325903 In situ-r.volcânica efusiva A ndesita casi afanitica, negra- gris oscura. X X X Laguna de P aez Inferior 4380(hg) 4300(hm) B P N H 1 1 0 325904 In situ-r.volcànica efusiva Simiiar a 108. X X X Inferior M icrosonda 3895(hm) \ B P N H 306 s.n. in situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica fina a media, gris oscuro. TF. X % Laguna de P âez Inferior 3960(hh) 4092(hg) 4100/hm i V B P N H 307 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica fina a media, gris oscuro a medio. TF. X % Laguna de P âez Inferior M icrosonda 3980(hh) 4104(hg) 4025fhm i V B P N H 308 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica muy fina, gris claro a blanco.+/- alterada. X % Laguna de P âez - Oxidos Inferior 4020(hh) 4154(hg) 4045fhm1 B P N H 309 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio a fino, gris medio a claro.+/- alterada. X % Laguna de P âez Inferior 4000(hh) 4141(hg) 4030fhm1 V B P N H 312 s.n. In situ-r.volcânica efusiva Andesita porfidica medio a fina, gris medio, +/- alterada. X % Laguna de P âez Inferior 4095(hh) 4230(hg) 4140fhm1 V A C N H 406 s.n. In situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica fina a media, gris medio. X % Laguna de P âez Inferior 3970(hh) 4118(hg) 4080fhm i \ A C N H 411 s.n. in situ-r.volcânica efusiva A ndesita porfidica fina a media, gris medio a claro. Vesiculitas. X % Laguna de P âez Inferior M icrosonda 3925(tih) 4069(hg) 4Q8Q(hm) V 2-14 ANEXO 3 Ësquemas compuestos de posiciôn estratigrafica relativa de las muestras coleetadas en el Complejo Volcànico del Nevado del Huila Anexo 3 03iC & E S f i . 5 pj I g 1 Œ 5 < ca ce < Pi Æ s s Q % o\ pj rs p; Pj pj Pi m r<-. r T. I z I X X z Z z z z z Z u o u u U u O a. u < < < < < < < £2 < -2 f vO â § O ' 1 o - a r o >n \c n r j r % PI 9 2 2; ' t < N . u u u y< < < < r'I J3 >ors fS z z Z Z z — z Z z Z Z Z> u u eu< < ffl ffl ffl ro IC & E S g s £ p g 2 g; 2 Pî p p p U-I !2 >/1 m Z z z z Z z z z z z z z Z z z z z z z zs E E e. u u o u c. o. 2- a. ffl ffl ffl ffl < < < < ffl ffl ffl ffl ■2O) ■o l i m O " ' lS . i l N % E 03 0) T3 1 1 11 (U 0) < E 3-17 Anexo 3 ri -t 9 9 fS %Z z z z z z z Z zg z z z a. Z z Z > > > ffl o.ffl > > 9 >c 5 es esZ Z z Z Z u U u< < < §. E S ü Ô)"O ■c 2 I i 1 j O O ' ! ? 5 % ■ g s S z z zQ. a. a.CD 20 CD 2 O 3 2 ë = z z z z z z z Z z z z zc. a. o. Ou B. s.CD œ z œ m Z ro IC & I I I T3 C (U I li ■ g ü 11 II l i 11 < E o 8 5 g r i 5 à É ? i i S 2 ja o oc n 2 g — 5 3 !Q s s O s opj rr -f TT rn z g z z s z 1 z î Z g z z 1 X i 1 CÛ X 5 Z 1 z z g < ï i < z g< 1 I 5 Z I Z w X gCD i z z Z Z 3-19 Anexo 3 I I E 8 Is % v> CO 1C §. Es o m X X X Xz z z CL c . CL SÛ X X o X Xz z CL a . X X I I -CO f 1 a CD li II n S II •o 1 Ü m I 3-20 Anexo 3 Sector La Laguna del CVNH M uestras del 2002 ACNH414 ACNH4I3 ACNH 408 ACNH 407 BPNH315 ACNH 415 ACNH 416 ACNH 412 BPNH 314 BPNH316 BPNH 311 ACNH410 BPNH 313 BPNH 312 BPNH 308 BPNH 309 BPNH 307 ACNH 406 ACNH 411 4200 4060- 4430 4350 4260 4360 4085 4085 4080 4095 3960 4020 4000 3980 3970 3925 hg - hm - 4550 - 4500 .4488 - 4980 ■ 4353 - 4325 -4 1 5 7 -4 2 7 5 - 4578 - 4500 -4 5 1 4 -4 3 5 0 -4441 -4390 -4 2 9 5 -4 2 5 0 -4 4 8 0 -4 2 2 5 -4 1 9 6 -4 1 9 0 - 4220 - 4200 - 4 1 9 6 -4 1 9 0 -4 1 4 0 -4 2 0 0 -4 2 3 0 -4 1 4 0 -4092 -4100 -4 1 5 4 - 4045 -4141 -4030 -4 1 0 4 -4 0 2 5 -4118 -4080 - 4069 - 4080 CO N V E N C IO N E S M uestra de las Lavas Superiores del Sector La Laguna M uestra de las Lavas M édias del Sector La Laguna M uestra de las Lavas Inferiores del Sector La Laguna tih - tig - lini Alturas (msnm) d e los sitlos de m uestreo: hh tomadacoflalnmctro hg. lomada con GPS hm. lomada del mapa topograrico A n e x o 3 d . Esquema compuesto de posiciôn estratigrafica retativa de las muestras coleetadas, en la campana de campo del 2002, en el sector de La Laguna del CVNH. 3-21 ANEXO 4 Mapa geologico del Complejo Volcànico del Nevado del Huila 823.000mN 2“ 57’ N 2“ 54’ N 2"51’N 2”48’Nh J?bp Escala horizontal aproximada SOO.OOOmN Anexo 4 SECTOR DE LA LAGUNA SECTOR NORTE SECTOR CENTRAL SECTOR SUR Q j» ri Depositos sedimentarios de origan aluvial, coluvial, fluvioglaciar y glaciar, sin diferenciar QZrn Lavas del Estadio Huila Reciente - Pico Norte QZrc Lavas del Estadio Huila Reciente - Pico Central Q2d Q2r Domos andesiticos - Pico Sur Lavas del Estadio Huila Reciente - Pico Sur ii Ql-2gf Lavas del Sector de La Laguna Q lls Lavas de la Unidad Superior Qllm I Lavas de la Unidad Intermedia Qtif j Lavas de la Unidad Inferior Depositos glaciares y fluvioglaciares - Nivel guia estratigràfico relative que sépara las Lavas del Estadio Huila Antiguo de las Lavas del Estadio Huila Reciente Q 1: Q lpn Lavas del Estadio Huila Antiguo - Norte Lavas del Estadio Pre-Huila - Norte Q u Qipc Lavas del Estadio Huila Antiguo - Centro Lavas del Estadio Pre-Huila - Centro Qu Qic Q ir Lavas del Estadio Huila Antiguo - Sur Avalancha de escombros del rio Pàez - Pleistocene Superior Lavas del Estadio Pre-Huila - Sur II ' r T ?i Rocas intrusivas del Terciario: porfido andesitico - dacftico Kms Rocas sedimentarias metasedimentarias del Cretâceo: pizarras.fïlitas, meta-areniscas y calizas fosili'feras J?bp Batolito de la Plata: diorita, cuarzodiorita y granodiorita Pzmc Complejo Cajamarca: esquistos verdes, negros, esquistos cuarzo-micâceos y cuarcitas Pznq Neis de Quintero: neises cuarzo-feldespâticos y esquistos cuarzo-feldespàtico micaceos de alto grado de metamorfismo Contacte geolôgico Falla geolôgica definida en el campo Falla geolôgica inferida Falla geolôgica cubierta Lineamiento fotogeolôgico Valle profundo con escarpes casi verticales Escarpe Posible sentido del desplazamiento de la colada de lava Limite del glaciar de montana en la cima del CVNH (segûn restituciôn de fotografias aéreas de 1994, Pulgarin et. al., 1995) Anexo 4. Mapa Geolôgico de! Complejo Volcànico Nevado del Huila Tornado y modificado del mapa, escala 1:25000, elaborado para el INGEOMINAS por Pulgarin & Correa, 2005; con la ayuda de dibujante Guido Arcos 4-24 ANEXO 5 Càlculo de pendientes de algunos flujos de lavas representativos en el Complejo Volcanico del Nevado del Huila Anexo 5 Anexo 5. Càlculo de pendlente o angulo de inclinaclôn de algunos flujos de lavas representativos en el CVNH tg a = h/r Unidad/Ptos Altura (h) - metros Longitud (r) metros tang Pendlente (a) max 1 mln | dif mm 1 1 km | m (r) h/r radianes | àngulo 1 4550 4270 280 39 40.0 975.0 0.287 0.28 16.0 2 4330 4070 260 32 40.0 800.0 0.325 0.31 18.0 3 4550 4400 150 22 40.0 550.0 0.273 0.27 15.3 4 4020 3740 280 34.0 40.0 850.0 0.329 0.32 18.2 5 4070 3850 220 27.0 40.0 675.0 0.326 0.32 18.1 10 360 43.0 40.0 1075.0 0.335 0.32 18.5 media 17.4 6 4200 3850 350 46.0 40.0 1150.0 0.304 0.30 18.9 7 300 42.0 40.0 1050.0 0.286 0.28 18.0 8 300 31 40.0 775.0 0.387 0.37 21.2 9 4300 3700 600 60 40.0 1500.0 0.400 0.38 21.8 media 19.0 11 4200 3850 350 56 40.0 1400.0 0.250 0.24 14.0 12 4500 4270 230 25 40.0 625.0 0.368 0.35 20.2 13 100 15 40.0 375.0 0.267 0.26 14.9 media 18.4 4670 4440 230 22 40.0 550.0 0.418 0.40 22.7 15 4480 4330 150 29 40.0 725.0 0.207 0.20 11.7 16 4600 4420 180 23 40.0 575.0 0.313 0.30 17.4 media 17.3 17 4760 4470 290 32 40.0 800.0 0.363 0.35 19.9 18 4770 4550 220 23 40.0 575.0 0.383 0.37 20.9 media 20.4 19 100 12 40.0 300.0 0.333 0.32 18.4 20 700 84 40.0 2100.0 0.333 0.32 18.4 21 300 57 40.0 1425.0 0.211 0.21 11.9 22 3600 3300 300 52 40.0 1300.0 0.231 0.23 13.0 media 14.4 23 340 44 40.0 1100.0 0.309 0.30 17.2 24 180 28 40.0 700.0 0.257 0.25 14.4 media 15.8 25 170 26 40.0 650.0 0.262 0.26 14.7 5-25 ANEXO 6 Modelo de ficha de descripciôn petn^râfica Anexo 6 Anexo 6. Ficha representative de ho jas para descripciôn petrogràfica Lâmina 325839 VNH25 C aracteristicas m acroscôpicas: En campo: color gris claro a casi blanco - +/- porfidica - matriz +/- porosa - rica en felsicos - anfibol - "granulosa al tacto" Muestra de mano: andesita - gris claro a blanco - inequigranular, porfidica media - +/- vesicular (porosa) - parches gris medio-claro a casi blanco que insinùan un bandeamiento irregular - pocos fenocristales de mâficos (anfibol + piroxeno) y félsicos (plag?) - matriz gris afanitica (vitrea) Minéralogie: Plag: euhedral - subhedral - maclas complejas - zonaciôn - inclusiones Pxs (clinopx + ortopx?): subhedral a anhedral - maclas Anf (oxianfibol): subhedral - anhedral - parduzco Biot (?): subhedral - bordes oxidados - bordes +/- corroidos Opacos Vidrio? Texture: Secuencial (porfidica +/-) - microcristalina - Inequigranular (porfidica) Holocristalina. Microporfidica. Ligera textura de flujo. Matriz: criptocristalina a microcristalina - pardo oscura - abondantes microcristales de plagioclasa microvesiculas - parches irregulares claros - mâs o menos alterada Fenocristales: plagioclasa (?) Clasificaciôn: Andesitas clinopiroxeno-anfibôlica con ± ortopiroxeno y biotita r e c a l c u l a d o s a l 1 0 0 % PI = 71,11% Cpx = 9,02% An = 7,55% Opx = 1,22% Bi = 0,24% Op = 5,85% O bservaciones especiales: - Inclusiones en plagioclasas: vitreas (dispersas o en anillo) - pxs - Algùn anfibol con bordes redondeados, otros con corona de rxn (opacos), otros esquéleticos, algunos con inclusiones de plag y opacos, algunos anfiboles casi totalmente oxidados - Algunas plag fracturadas, algunas plag con bordes muy corroidos, pequenos golfos, bordes redondeados - esquéleticas - Algunos piroxenos con inclusiones (opacos, plag?), piroxeno con clivaje tipico u sin pleocroismo pero secciôn casi rômbica - - Agregados: - microagregado microcristalino de panf + pxs + plag + opacos - pequenos agregados de 2 a 3 cristales de plagioclasas - aveces también pxs. % vol Puntos Fenocristales Micro’fenocritales Matriz Plag 29,94 312 1 .6 3 % 1 7 P to s 1 9 .5 8 % 2 0 4 P to s 8 .7 3 % 9 I P to s Cpx 3,55 37 - 1 .9 2 % 2 0 P to s 1 .6 3 % 1 7 P to s Opx 0,48 5 - 0 .0 9 5 % I P to s 0 .3 8 % 4 P to s Anf 2,97 31 - 1 .1 5 % 1 2 P to s 1 .8 2 % 1 9 P to s Oliv - - - - - Bio 0,095 1 - - 0 .0 9 5 % I P to s O pacos 2.3 24 - - 2 .3 0 % 2 4 P to s Indefinibles 48,83 488 - - 4 6 .8 3 % 4 8 8 P to s Vacios 13,82 144 - 8 .1 6 % 8 5 P to s 5 .6 6 % 5 9 P to s 99,89 1042 1 .6 3 % 1 7 P to s 3 0 .9 0 % 3 2 2 P to s 6 7 .4 7 % 7 0 3 P to s Q2rn 6-27 ANEXO 7 Porcentajes modales (% vol) aproximados Anexo 7 A n e x o 7 . P o r c e n t a j e s m o d a le s (% v o l) a p r o x im a d o s e s t a b l e c i d o s c o n t a b la s d e d e t e r m in a c iô n c o m p a r a t iv e o p o r c o n t e o d e g r a n o s Com posiciôn m ineralôgica: Minerai esencial o principal sin recalcular > 5% [Minerai félsico prédominante = plagioclasa (% recalculado a 100) Si ferromagnesiano > 10% (recalculado a 100) Si ferromagnesiano > 5% (recalculado a 100) [Si ferromagnesiano < 5% (recalculado a 100) Sim bolos: PI = plagioclasa Cpx = clinopiroxeno, Opx = ortopiroxeno Anf = anfibol, Op = opacos 01 = olivino, Bt = biotita, Ap = apatito, Qtz = cuarzo Fenocristal = F, Microfenocristal = mP, Matriz = M s.n. = sin numéro Tam aho de crista les: Fenocristales > 2 mm Microfenocristales 2 a 1 mm Microcristales 1 a 0,5 mm (en la matriz) Reste de com ponentes en la matriz < 0,5 mm R ocas m icroporfidicas - m icroporfidicas se riad as (%s - minime, m axim e y prem edie) ♦ /- renocristales + microrenocnstaies 1" matriz Rango Ô a 14 6 a 2Ô 66 a 94 Q2rnl - media - - 3 - - 1 7 - - 80 - Rango 0 a 9 7 a 28 63 a 93 Q2rc| • media - - 2 - - 16 - - 81 - Rango 0 a 6 6 a 28 66 a 93 Q1an| - media - ______ - 2 - - 1 5 - - 84 - +/- Tenocristaies + microrenocnsuies ♦ matriz Rango 0 a 5 10 a 22 73 a 88 Q ia s j - media - - 2 - - 1 5 - - 83 - Rango 0 a 3 6 a 23 74 a 93 Q1ac| - media - - 1 - - 13- - 85 - Rango Oa 5 8 a 19 78 a 9'i Q2rs| - media - - 1 - - 13- - 86 - Rango 2 a 3 12 a l4 83 a 8ë Q1pc| - media - - 3 - -1 3 - - 84 - Rango 0 a 4 9 a 23 >8 a 9d Q1pn| - media - - 1 - - 12- - 86 - Rango Oa 3 9 a 14 84 a 90 Q1psj - media - - 2 - - 12- - 86 - Rango 0 a 6 7 a 16 83 a 93 Q2d| - media - - 2 - -11 - -8 7 - R ecas m icrecrista linas - a veces se riad as (%s - minime, m axim e y prem edie) +/- renocristales + microrenocnstaies ♦ matriz Rango 0 a 3 1 a 4 94 a 99 Q ilsl • media - - 1 - - 2 - -9 7 - Rango 1 a 6 94 a 99 Q1lm| - media - * 3 - -9 7 - Rango 0 a 2 1 a 10 90 a 99 Qllij - media - - 0.4 - - 3 - - 96 - 7-29 Anexo 7 A n e x o 7. P o r c e n ta je s m o d a le s (% v o l) - E s ta d io P re -H u lla Qlps %vol % vol - C ontenido mineraIdgico identificado en las trè s fracciones (F + mF + M) % vol r e c a lc u la d o s al 100% CAMPO F mF M PI Opx Anf a OI Bt Cpx’ jo p x 'l Anf Op’ or Bf Otros accesorios 334 2 14 "sT 7 4 4 4 61 8 Ap A nd d e d o s p iroxenos y anfibol 335 1 14 85 27 5 6 ~ 2 ~ 5 61 10 Ap And. d e d o s piroxenos 336 3 13 84 33 5 5 0 4 69 9 And d e d o s p iroxenos 337 3 13 84 25 6 3 7 3 56 7 Ap And. anfibôlico-clinopiroxénica con ortopiroxeno 338 0 10 90 24 Z ] 2 3 8 57 18 M Ap - CI A nd. clinopiroxénica con anfibol y ortopiroxeno 339 2 10 88 23 4 1 8 4 58 9 1 Ap And anfibôlico-clinopiroxénica 340 2 10 88 34 ~ 6 ~ 4 0 4 5 70 10 Ap And d e d o s p iroxenos 341 2 9 89 32 5 5 1 5 67 10 Ap And d e d o s p iroxenos Màximo 3 14 90 34 7 6 8 8 70 W b i 18 MInimo 0 9 84 23 4 1 0 3 __1 56 M 7 M edia 2 12 86 28 5 4 3 5 1 62 10 M edians 2 11 86 29 5 4 2 4 61 10 M oda 2 10 84 - 5 4 4 61 10 Andesitas de dos piroxenos con ± anfibol Qlpc %vol % vol - C ontenido mineraIdgico identificado en las trè s fracciones (F + m F * M) %vol recalculadoi al 101D% CAMPO F mF M PI Cpx Opx Anf Op OI Bt PI’ Cpx’ [o p x ’l A n f Op’ or Bf b tro e 32 "se" 5 ~ 2~ 4 61 10 OI 403 _3_ 14 83 25 9 4 4 8 50 16 OI - Ap - Bt Media 3 13 84 24 7 5 3 6 55 13 A nd. d e d o s p iroxenos A nd, clinopiroxénica con ortopiroxeno y anfibol A ndesitas de dos piroxenos con ± anfibol Q 1pn % v o l % vol - C ontenido mineraIdgico identificado en las trè s fracciones (F * m F*M ) % vol r e c a lc u la d o s a l 100% CAMPO F mF M PI Cpx Opx Anf Op 3 Bt PI’ Opx’MOp’ or Bf ~ Otros acceeorlo* 8 11 "âë" 6 " 1 ” 6 4 1 " T " 59 mà 4 M 8 3 Ap A nd anflbôiico-ciinopiiûxérilca 30 3 16 80 32 6 3 3 ~T~ 0 63 6 6 13 0 Ap A nd clinopiroxénica con ortopiroxeno y anfibol 33 2 12 86 39 5 2 3 7 0 70 E 4 13 0 And. clinopiroxénica con anfibol y ortopiroxeno 302 0 15 85 24 6 2 3 8 0 56 D 5 6 18 0 Bt? And. clinopiroxénica con anfibol y ortopiroxeno 303 0 10 90 20 6 3 1 3 1 59 H 7 3 10 3 A nd clinopiroxénica con ortopiroxeno 401 2 10 89 25 5 2 1 5 0.2 67 5 2 13 0.5 Ap A nd. clinopiroxénica con ortopiroxeno 401a 4 9 87 27 6 2 4 5 0 62 4 8 12 0 A nd. clinopiroxénica con anfibol 401b 0 10 90 28 5 3 3 6 0 61 [± 6 14 0 And d e d o s p iroxenos ± anfibol 427 1 12 86 27 6 3 0 .4 5 0 64 L m 1 12 0 Ap And. d e d o s p iroxenos 428 0 12 88 24 7 4 2 4 1 58 5 9 1 A nd d e d o s p iroxenos ± anfibol M àximo 4 16 90 39 7 4 6 8 1 70 O 18 3 MInimo 0 9 80 20 5 2 0 ■ 3 0 56 4 •1 8 0 M edia 1 12 87 27 6 3 2 5 0 62 6 12 1 M edians 1 11 87 27 6 2 3 5 0 62 5 5 12 0 M oda 0 12 86 24 6 2 3 5 0 59 4 6 13 0 A ndesitas clinopiroxénicas con opx y anf - A ndesitas de dos piroxenos con t anf 7-30 Anexo 7. Porcentajes modales (% vol) - Estadio Huila Antiguo Anexo 7 Q 1 a s % v o l % vol - C o n te n id o m in era lô g ic o Iden tificado e n la s trè s fr a c c io n e s (F + mP + M) % vol re c a lc u la d o s al 100% CAMPO F mF M PI C px O px A nf Op OI B t PI' | c p x ' A n f O p ^ o r B f O tro s a c c e s o r io s 45 2 10 88 2 5 7 2 2 7 6 0 5 16 Ap 61 3 14 84 2 6 6 1 1 6 6 6 2 15 S3 0 14 8 6 25 6 5 3 6 5 6 Î B 6 14 54 1 11 88 2 5 7 0 2 5 0 .3 6 3 4 13 1 92 5 22 7 3 25 5 2 7 6 54 O 14 B t- O I 130 0 15 8 5 25 5 4 3 6 58 pH e 14 134 0 13 87 4 0 0 0 1 8 8 0 3 139 2 18 80 42 g 0 .4 0.1 4 77 0 .2 Ap 142 2 19 7 9 2 6 7 6 3 4 57 7 Ap 143 2 17 81 31 6 2 1 4 71 WÊ 4 1 10 Ap 145 2 18 8 0 34 5 2 2 4 73 IH 4 3 9 Ap 146 1 13 8 6 33 5 3 1 3 73 7 2 7 220 4 15 82 37 4 5 3 6 6 8 9 5 11 A p - Bt 221 3 18 8 0 34 6 2 0 .3 3 75 ■Q 5 1 7 224 4 13 83 29 6 0 3 6 6 5 ■H 0 7 14 A p - 01 225 2 16 82 35 5 0.1 1 6 0 .3 74 0 .2 2 13 1 Ap 331 1 15 84 28 5 3 1 5 6 8 ■M 7 2 12 332 3 14 83 3 0 6 2 1 6 6 7 ■B 5 2 13 Ap 333 1 15 85 28 5 1 3 6 6 5 ■B 2 n 14 M éxim o 6 22 88 42 9 6 7 8 80 B a■B 16 16 M Inim o 0 10 73 2 5 0 0 0 3 54 0 7 M edia 2 15 83 30 6 2 2 5 67 4 12 M e d ia n s 2 15 8 3 2 9 6 2 2 6 67 ■B 3 13 M o d a 0 14 8 0 34 5 0 3 6 73 WÊ 2 14 And. clinopiroxénica con ± anfibol And. clinopiroxénica And. de dos piroxenos con anfibol And. clinopiroxénica And. anfibôlico-ciinopiroxénica con ± ortopx And. de dos piroxenos con anfibol Andesita And. clinopiroxénica And. de dos piroxenos con anfibol And. clinopiroxénica And. clinopiroxénica And. clinopiroxénica con ortopiroxeno And. de dos piroxenos con anfibol And. clinopiroxénica con ortopiroxeno And. ciinopiroxénica con anfibol And. clinopiroxénica And. de dos piroxenos And. clinopiroxénica con ortopiroxeno And. clinopiroxeno-anfibôlica A ndesitas clinopiroxénicas con ± opx y anf - A ndesitas de dos piroxenos con ± anf Q1ac % vol % vol - Contenido m ineralôgico identificado en las très fracciones (F + mF + M) % vol recalculados al 100% CAMPO F mF M PI Cpx O px Anf Op 3 Bt PI' O p x ' A nf O p' or B f O tro s a c c e s o r io s 26 T" 17 81 0.3 3 5 0 ô T 78 0.4 4 6 0 0.1 35 1 9 89 20 5 0 4 5 0 0.0 61 B B 0 D 13 0 0 Ap 99 0 15 85 30 6 3 4 6 0 0,0 63 B f l 6 8 12 0 0 01 148b 0 12 88 26 7 4 4 5 ~ 2 ^ 0,3 53 B B 8 D 10 4 0.5 Ap 149 1 10 89 29 6 3 5 5 1 0 58 B B 6 1 9 10 3 0 151b 0 14 86 36 7 0 3 4 0 0 72 B B 0 8 0 0 Opx - Bt - Ap 152 1 7 91 31 3 0 4 10 0 0 64 0 9 21 0 0 Bt 152a 0 16 84 39 5 1 4 6 0 0 71 1 7 11 0 0 A p-B t 206 3 23 74 33 6 3 5 6 0 0 63 „ 5 ' 9 11 0 0 Bt 209 0 17 83 37 10 0 4 7 0 0 65 K E I 0 6 11 0 0 Ap - Opx? 210 2 23 75 49 10 0 3 6 0 0 72 0 4 g 0 0 Ap - 01 - Opx 233 1 15 84 50 10 0.2 3 4 1 0 74 0.3 4 5 1 0 234 0 18 82 25 4 0 3 9 0 0 62 0 7 22 0 0.2 Opx - Ap 235 2 6 92 20 8 1 0 3 4 0 54 3 0 10 n 0 Ap 236 1 11 88 31 5 1 2 4 0 0 70 3 5 10 0 0 Bt 324 1 11 88 25 6 0.1 7 3 0 1 59 0 m 8 0 3 Ap 325 2 13 85 25 6 0.3 3 4 0.5 0 67 1 n 9 1 0 326 2 13 85 25 6 1 4 3 0.3 0 64 2 l o i 8 1 0 327 1 9 91 30 4 2 5 5 0.2 0 66 r n 4 11 0.4 0 328 3 9 88 30 5 1 8 4 0.0 0.3 61 3 8 0 0.5 Ap 437 2 14 84 20 5 1 4 5 0 0 57 2 15 0 0 OI 438 2 13 85 32 6 0.4 5 5 0 0 67 1 10 0 0 01 439 _3_ 9 87 31 5 1 3 5 0 0 69 1 UJ 11 0 0 01 Màximo _3_ 23 92 58 10 4 8 10 4 1 78 8 n 22 D 3 MInimo 0 6 74 20 3 0 0 3 0 0 53 r T ] 0 0 5 0 0 Media 1 13 85 32 6 1 4 5 0 0 65 2 8 11 1 0 Medians 1 13 85 30 6 1 4 5 0 0 64 1 8 10 0 0 Moda _0_ 9 85 25 6 0 5 5 0 0 61 0 7 ' 10 0 0 And. clinopiroxénica And. clinopiroxeno-anfibôlica And. clinopiroxeno-anfibôlica con ortopx And. clinopiroxeno-anfibôlica con ortopx And clinopiroxeno-anfibôlica con ortopx And. clinopiroxénica con anfibol And. anfibôlico-clinopiroxénica And. clinopiroxénica con anfibol And. clinopiroxeno-anfibôlica con ortopx And. clinopiroxénica con anfibol And. clinopiroxénica And. clinopiroxénica And. clinopiroxeno-anfibôlica And. clinopiroxénica con olivino And. clinopiroxénica con anfibol And anfibôlico-clinopiroxénica And clinopiroxénica con anfibol And clinopiroxeno-anfibôlica And. anfibôlico-clinopiroxénica And. anfibôlico-clinopiroxénica And. clinopiroxeno-anfibôlica And. clinopiroxeno-anfibôlica And. clinopiroxénica con anfibol Andesitas clinopiroxénicas con ± anf u o liv - Andesitas clinopiroxeno-anfibôlicas con t opx~~| 7-31 Anexo 7 Anexo 7. Porcentajes modales (% vol) - Estadio Huila Antiguo Q 1an % v o l % vol - Contenido mineralôgico Identificado en las très fracciones (F + mF+M) % vol r e c a lc u la d o s al 1013% CAM PO F m F M PI C px O px A nf O p |o i | Bt\ PI' C px ' A n f O p ' or B f O tro s 5 I T 5 5 14 IÔ 2 |'Ô3| 56 0 1 IB 25 % 5 Ap 7 0 9 91 20 10 0 3 6 0 48 0 14 7 0 Ap? 9 _3_ 21 77 40 6 0,1 5 2 0 1 76 0.2 3 0 1 10 1 18 80 30 8 0 12 8 0 0 52 0 BI 14 0 0 Ap-Bt-OI-Opx 11 6 28 66 55 10 0 7 6 0 4 68 0 7 0 5 Ap - Opx 101 3 17 80 36 5 1 6 5 0 1 69 9 3 9 0 1 102 5 10 85 31 6 1 10 6 1 0 57 1 2 10 3 0 107 0 16 84 36 7 2 6 5 0 2 63 1 3 10 0 3 111 0 19 81 38 5 0,5 5 2 Z I 0 ,2 l 75 1 9 1 5 0 0.4 200 2 19 79 34 6 0,1 3 3 0 0 73 0.3 6 0 0 Bt 201 3 19 78 30 5 0,2 7 3 0 1 65 0.5 6 0 1 Ap 201b 2 6 92 35 9 0 11 8 2 0 54 0 12 3 0 Bt-A p 202 0 16 84 36 6 1 3 3 1 0.1 74 1 2 0.2 203 2 20 78 45 5 0,5 7 2 0.5 1 1 73 L 9 1 D 4 1 2 Ap 204 4 22 73 53 8 0 4 2 0 0.1 78 B 0 . , 6 _ 3 0 0.2 421 1 15 84 34 5 1 4 6 1 0 67 B 2 12 1 0 Bt 422 T" 15 84 30 6 2 6 6 0 0 61 B 3 13 11 0 0 Bt - 01? 424 2 14 84 36 5 0,4 4 5 0 0 72 9 10 0 0 Bt - Ap? 425 0 15 85 33 6 1 4 3 0 0 69 B 7 0 0 Bt 426 1 12 87 36 5 0 3 7 4 0 0 70 9 7 0 0 Bt-A p Màximo 6 28 92 55 10 2 12 14 3 4 78 B 25 7 5 MInimo 0 6 66 20 5 0 3 2 0 0 48 9 J ° 5 3 0 0 Media 2 16 82 36 6 1 6 5 0 0 66 1 9 1 1 Medians 2 16 84 35 6 0 5 5 0 0 68 1 8 0 0 M oda 0 19 84 36 5 0 7 6 H a | _ 6 9 j 9 1 0 7 0 0 And, And And And And And And And anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxénica con anfibol y olivino clinopiroxeno-anfibôlica anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxeno-anfibôlica con biotita anfibôlico-clinopiroxénica anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxeno-anfibôlica anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxeno-anfibôlica anfibôlico-clinopiroxénica anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxeno-anfibôlica anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxénica con anfibol clinopiroxeno-anfibôlica anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxeno-anfibôlica clinopiroxeno-anfibôlica anfibôlico-clinopiroxénica Andesitas anfibôlico-clinopiroxénica - Andesitas clinopiroxeno-anfibolicas con t biotita 7-32 Anexo 7 Anexo 7. Porcentajes modales (% vol) - Sector La Laguna Q l l s % v o l % vol - Contenido mineralôgico identificado en las très fracciones (F + mF + M) % vol re c a lc u la d o s al 100% CAMPO F m F M PI C px O px A nf O p OI B t PI' % O p x ' A n f O p ' 01' B t' O tro s a c c e s o r io s 315 T " 2 24 6 2 7 1 56 B 4 17 3 Ap 407 0 2 98 27 4 0.3 5 5 0 66 9 1 D 11 0 408 0 3 97 31 3 0.3 4 4 0 74 7 1 9 0 Bt 413 0 1 99 27 3 0.3 3 4 0 72 7 1 11 0 01 414 1 4 94 29 4 0.3 5 2 0.1 73 9 1 19 5 0.2 Ap Màximo 3 4 99 31 6 2 5 7 1 74 ÉÉ 17 3 MInimo 0 1 94 24 3 0 2 2 0 56 1 5 0 Media 1 2 97 27 4 1 4 4 0 68 1 19 11 1 Mediana 0 2 97 27 4 0 4 4 0 72 1 11 0 Moda 0 2 - 27 4 0 5 4 0 - 1 11 0 And. clinopiroxénica con ± anfibol y ortopx And. anfibôlico-clinopiroxénica And. anfibôlico-clinopiroxénica And. anfibôlico-clinopiroxénica And. anfibôlico-clinopiroxénica A ndesitas anfibôlico-cl I nopi roxén ica Q1lm CAM PO 310 311 313 314 316 412 %vol Mfniiw» Medians Moda m F 98 94 % vol - Contenido mineralôgico identificado en las 1res fracciones (F + mF + M) PI 25 20 23 36 Cpx O px A nf O p OI Bt % vol r e c a lc u la d o s al 100% O tro s a c c e s o r io s An - Ap A p-O I And de dos piroxenos And de dos piroxenos And. clinopiroxénica And. clinopiroxeno-olivinica con ortopx y anf And. clinopiroxénica And de dos piroxenos y anfibol And. clinopiroxeno-olivinica And. de dos piroxenos And. de dos piroxenos y anfibol I Ands. de dos piroxenos con ± anf - Clinopiroxeno-oiivinicas con ± opx y anf - Clinopixènicas | Q lli % vol % vol - Contenido mineralôgico identificado en las très fracciones (F + mF + M) %vol recalcu lados al 100% CAM PO 3 M PI C px O px A nf O p OI B t PI' C px ' O p x ' A n f o 7 | O l^ B f O tro s a c c e s o r io s 3a T j 2 2 1 8 0 69 4 1 2 16 0 1 108 0 10 90 28 9 1 2 5 0 62 1 5 10 0 Ap 110 1 7 92 47 10 0.2 6 5 0 69 0.3 9 7 0 0.4 306 0 4 96 27 6 3 2 5 1 61 m 4 12 2 Ap 307 0 3 97 25 6 2 1 6 1 63 WÊ 3 14 2 Ap - Bt? 308 2 1 97 23 6 2 0 5 1 63 0 14 2 Ap 309 1 1 98 25 6 3 0.5 6 0 62 1 14 0 Ap 312 0 2 98 26 5 5 0.5 6 0 62 1 14 0 406 0 2 98 26 5 4 1 6 0 61 3 15 0 Ap 411 0 1 99 21 8 3 1 6 0 53 I s l 3 16 0 Ap Màximo 2 10 99 47 10 5 6 8 1 69 n 9 16 2 MInimo 0 1 90 21 5 0 0 5 0 53 0 0 7 0 Media 0 3 96 28 7 2 2 6 0 62 6 3 13 1 Mediana 0 2 97 26 6 2 1 6 0 62 6 3 14 0 Moda 0 2 98 25 6 2 1 6 0 62 7 3 14 0 And. clinopiroxénica And. clinopiroxénica con anfibol And. clinopiroxeno-anfibôlica And. de dos piroxenos And. clinopiroxénica con ortopx And. clinopiroxénica con ortopx And. de dos piroxenos And. de dos piroxenos And, de dos piroxenos And. clinopiroxénica con ortopx A n d e s i t a s d e d o s p i r o x e n o s - A n d e s i t a s c l i n o p i r o x é n i c a s c o n ± o p x o a 7-33 Anexo 7 Anexo 7. Porcentajes modales (% vol) - Estadio Huila Reciente Q 2 d % v o l % vol - Contenido mineralôgico Identificado en las très fracciones (F + mF + M) % vol re c a lc u la d o s al 1Qi0% CAMPO F m F M PI C px O px A nf 3 OI Bt PI' o p x ' A n f Op' 01' B t' O tro s aCÇ94QllQ8- 4 9a 0 9 91 20 4 0 10 2 55 D 0 7 Bt 49b 0 7 93 20 4 2 7 5 55 4 12 B t- O I 223 1 16 83 31 3 0 2 12 5 61 0.5 9 Ap 223a 0 12 88 20 4 2 9 3 52 . - 5 9 Qtz 223b 0 11 89 23 4 2 7 5 55 4 13 Qtz 223c 4 15 81 19 0 0 19 6 43 14 223c 2 6 9 85 27 3 2 6 3 0.1 0.3 6 6 7 0.2 1 Qtz(1.6%) Màximo 6 16 93 31 4 2 6 6 6 k g 14 MInimo 0 7 83 19 0 0 6 2 43 7 Media 2 11 87 23 3 1 10 4 55 10 Mediana 0 11 88 20 4 2 9 5 55 9 Moda 0 9 - 20 4 2 7 5 55 7 And. anfibôlica con clinopiroxeno And. anfibôlico-clinopiroxénica And. anfibôlica con clinopiroxeno And. anfibôlica con clinopiroxeno ± ortopx And. anfibôlico-clinopiroxénica And. anfibôlica And. anfibôlica con clinopiroxeno A n d e s i ta s a n f ib ô lic a s c o n c p x ± o p x - A n d e s i ta s a n f ib ô lic o -c lin o p iro x én ica Q2rs % v o l % vol - Contenido mineralôgico Identificado en las très fracciones (F + mF + M) %vol recalculados ; al 101a% CAMPO F m F M PI C px O px A n f O p 01 Bt PI' jopxj A n f O p ' 01' B t' O tro s a c c e s o r io s 46 T 19 "79" 4 3 4 ôT 63 IBO 6 10 0.2 A p-B t And. de dos piroxenos y anfibol 96 _0_ 10 90 31 8 1 1 6 0.5 65 2 2 13 1 Ap - Bt And. clinopiroxénica 96a 2 18 81 54 7 1 0.2 3 0 83 2 0.3 4 0 Ap And clinopiroxénica 97 2 18 81 27 5 1 0.4 4 0 72 3 1 10 0 01 And. clinopiroxénica 136 2 9 89 52 7 0.2 0 2 4 1 81 0.3 0.3 6 1 Ap And. clinopiroxénica 135a 3 17 80 27 5 2 1 7 0 64 6 3 16 0 And. clinopiroxénica con ortopx 136 5 18 78 30 9 3 3 6 1 58 6 6 11 2 And. clinopiroxénica con anfibol y ortopx 140 1 19 80 33 8 1 1 4 0 69 2 3 9 0 And clinopiroxénica 218 1 12 88 38 5 1 "T 5 0 3 70 8 2 m â 10 0.5 Bt And. anfibôlico-clinopiroxénica 226 1 16 83 43 8 1 1 5 0 74 2 2 9 0 And. clinopiroxénica 226a 1 15 85 46 7 1 1 2 0 81 2 2 4 0 And. clinopiroxénica 227 1 14 85 32 7 1 1 0 69 2 3 11 0 01? And. clinopiroxénica 228 1 13 86 41 8 0.4 2 3 0 76 1 3 6 0 Ap And. clinopiroxénica 229 0 9 91 28 8 0.4 0.2 3 1 69 1 0 5 7 2 And clinopiroxénica 230 1 8 91 23 6 0.0 0 4 3 1 0.11 69 0 1 8 2 0 3 Opx And. clinopiroxénica 230a 1 9 91 21 7 0.2 1 6 1 57 0.5 4 16 2 Ap And. clinopiroxénica 329 0 13 87 28 8 2 0,3 7 0 63 g g 4 1 15 0 And. clinopiroxénica 330 2 g 88 38 8 3 0.3 7 0 68 3 0.4 12 0 And clinopiroxénica con ortopx 441 0 10 90 26 7 2 0.4 6 0 64 i g 4 1 14 0 Bt? And. clinopiroxénica 442 0 9 91 34 7 2 2 6 0 66 i f l 4 3 12 0 Ap - 01 And. clinopiroxénica Màximo 5 19 91 54 9 4 6 7 1 83 1 9 K E I 16 2 Mfnimo 0 8 78 21 • 5 0 0 2 D 1 57 1 8_ •0 0 4 • 0 Media 1 13 86 34 7 1 1 5 0 69 3 3 10 1 Mediana 1 13 87 31 7 1 1 5 0 2 2 10 0 Moda 1 9 91 26 8 1 1 6 0 69 D 2 3 10 0 A n d e s i ta s c lin o p iro x é n ic a s - A n d e s i ta s c lin o p iro x é n ic a s c o n o p x t a n f 7-34 Anexo 7 Anexo 7. Porcentajes modales (% vol) - Estadio Huila Reciente % vol - C o n te n id o m in era lô g ic o Iden tificado e n la s t rè s fr a c c io n e s (F + mF ♦ M) % vol recalculados al 100% O tro s a c c e s o r io s CAM PO 011 B t PI’ I C px’ I O px 14 7 6 8 0 .5 6 9 8 2 K iiu KH 12 19 14 O H E l 16 O H E l 12 12 11 17 B t-A p 0 .3 0 .3 BBHîwBgîB i4 Bt - OI? 01 - A p Bt-A p B t-A p CTcIBmKM 12 B B ^ 3 i 15 B B B R I 24 Bt-O I Màximo Mfnimo Media Mediana Moda clinopiroxénica anfibôlico-ciinopiroxénica anfibôlica con clinopiroxeno clinopiroxénica con ± anfibol anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxénica clinopiroxénica clinopiroxénica clinopiroxeno-anfibôlica clinopiroxeno-anfibôlica anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxénica con anfibol clinopiroxénica con anfibol anfibôlica con clinopiroxeno clinopiroxénica clinopiroxeno-anfibôlica clinopiroxénica clinopiroxénica anfibôiico-clinopiroxénica anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxénica clinopiroxénica clinopiroxeno-anfibôlica clinopiroxeno-anfibôlica clinopiroxeno-anfibôlica con ortopx clinopiroxénica con anfibol anfibôlico-clinopiroxénica con ortopx clinopiroxénica con anfibol clinopiroxeno-anfibôlica clinopiroxénica con anfibol clinopiroxénica con oliv + biot + anf I A ndesitas clinopiroxénicas - Clinopiroxénicas con anf ± o! ± bt - Clinopiroxeno-anfibôlica | 7-35 Anexo 7 Anexo 7. Porcentajes modales (% vol) • Estadio Huila Reciente % vol - C o n te n id o m inera lôg ico iden tificado en la s trè s f ra c c io n e s (F + mF + M) recalculados al 100% O tro s a c c e s o r io sCAM PO 01 - Bt - Opx O px- Ap ■ ■ B B I E m 18 D Q I ^ n i 11 Ap? - Opx? Bt? - 01 Bt? - Ap A p-B t Ap - Bt 24Màximo MInimo Media Mediana Moda anfibôlica con clinopiroxeno anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxeno-anfibôlica anfibôiico-clinopiroxénica anfibôlica con clinopiroxeno anfibôlica con clinopiroxeno anfibôlica con cpx + biot + opx clinopiroxeno-anfibôlica clinopiroxénica con anfibol y ortopx anfibôlico-clinopiroxénica anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxénica con anfibol clinopiroxeno-anfibôlica clinopiroxeno-anfibôlica con oliv anfibôlica con clinopiroxeno clinopiroxeno-anfibôlica con oliv anfibôlica con clinopiroxeno anfibôlico-clinopiroxénica anfibôlica con clinopiroxeno anfibôlico-clinopiroxénica anfibôlico-clinopiroxénica anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxeno-anfibôlica clinopiroxénica con anfibol anfibôlica con clinopiroxeno anfibôlico-clinopiroxénica anfibôlico-clinopiroxénica clinopiroxeno-anfibôlica anfibôlico-clinopiroxénica con biotita clinopiroxeno-anfibôlica anfibôiico-clinopiroxénica anfibôiico-clinopiroxénica con biotita de dos piroxenos y anfibol anfibôlico-clinopiroxénica con biotita anfibôlico-clinopiroxénica con biotita de dos piroxenos y anfibol + biotita anfibôlico-clinopiroxénica con biotita I A ndesitas anfibélico-clinopiroxénicas con ± bt - A ndesitas anfibôlicas con cpx ± bt ± opx | Composiciôn modai de andesita (s./. ) "tipica " del CVNH - % vol. aprox. (F + mf + M) rango p ro m e d io m ed ia n a m o d a plagioclasa 1 0 -5 8 30 28 20 anfibol < 19 4 3 5 clinopiroxeno < 11 6 6 6 ortopiroxeno 0 - 6 1 1 0 biotita 0 - 5 0.4 0 0 olivino 0 - 4 0.3 0 0 opacos < 14 5 5 6 Totai 2 0 -81 47 45 50 7-36 ANEXO 8 Variacion horizontal, comparada, del grado de porfidismo y de la moda entre las unidades volcano-estratigraficas del Complejo Volcanico del Nevado del Huila Anexo 8 I I Ia g « I O) I a I O) I 8-37 Anexo 8 s Q) ■D enI ■ Sro E I « I 8-38 Anexo 8 ê 6 6 s i e 0 1 I I % I O) I 1 8-39 ANEXO 9 Variaciôn vertical (estratigrafica), comparada, del grado de porfklismo y de la moda entre las unidades volcano-estratigraficas del Complejo Volcanico del Nevado del Huila Anexo 9 Q2d 49a 49b 223 223a 223b 223c 223C-2 Q2rs 96a 135 135a 138 140 218 226 226a 227 228 229 230 230a 329 330 441 442 O la s 130 134 139 142 143 145 146 220 221 224 225 331 332 333 Q lp s 334 335 336 337 338 339 340 341 0 % 10% 20% 30% 40% 50% 60% 90% 100% I Fenocristales □ Microfenocristales □ Matriz Anexo 9. PORFIDISMO - SUR 9-41 Auexo 9 223C-2 10% 20% — » - i = 30% 40% 50% 50% 70% 80% 90% 100% □ Bt □ 01 ■ Op ■ Anf ■ Opx □ Opx □ PI Anexo 9. MODA - SUR 9-42 Anexo 9 Q2rc 13a 43 44 90aa 98 124 125 125a 125b 125d 125e 125h 129 212 216 429 430 431 432 433 434 435 436 440 Q lac 26 99 148b 149 151b 152 152a 206 209 210 233 234 235 236 324 325 326 327 328 437 438 439 Qlpc 403 0% 10% 20% 30% 40% 50% 60% 70% 90%80% I Fenocristales I Microfenocristales □ Matriz Anexo 9. PORFIDISMO - CENTRAL 9-43 Anexo 9 9 0 aa U 1 ac 1 0% 10% i 20% 30% 40% 50% 60% 70% 80% 90% 100% □ Bt □ 01 ■ Dp ■ Anf ■ Opx □ Opx □ PI Anexo 9. MODA - CENTRAL 9-44 Anexo 9 0% 10% □ Fenocristales 20% 30% I Microfenocristales 40% 50% □ Matriz 60% 70% 80% 90% 100% Anexo 9. PORFIDISMO - NORTE 9-45 Anexo 9 0» 20H 30% 50% 60% □ Bt □ 01 ■ Dp ■ Anf ■ Opx □ Cpx □ PI 90% 100% Anexo 9. MODA - NORTE 9-46 Anexo 9 a ■ Fenocristales □ Microfenocristales □ Matriz Anexo 9. PORFIDISMO - LA LAGUNA 9-47 Anexo 9 m ï 0% 10% 20% 30% 40% 50% 60% ■ Bt ■ 01 ■ Op ■ Anf ■ Opx □ Cpx □ PI Anexo 9. MODA - LA LAGUNA 9-48 ANEXO 10 Resultados de anàlisis qiumicos Laboratorio de INGEOMINAS (Colombia) Elementos mayores y elementos traza __________________________________________________________________________________ Anexo 10 AnexolO . Laboratorio de IN G EO M IN A S: Los anàlisis fueron realizados por Absorciôn atom ica con llam a para elem entos siguientes: Si, Al, Ca, M g, Na, K y Fe (Total), Ba, Sr, M n, Cu, Zn, Rb, V, Li y Cr. Se utilizo un equipo 3110 Perkin Elmer. Para la silice se reporta el prom edio de 5 leeturas; para los dem âs elem entos 3 lecturas. En el caso de Pb y N i, se utilizo un equipo 5000 Perkin E lm er con hom o de grab to HG- 7 68 , adaptado eon autom uestreador AS-40 Perkin Elmer, Las lecturas se hicieron con correccion de fondo { b a c k g r o u n d ) . Para hierro ferroso, se utilizo el m étodo tradicional de ataque con HE, H 2 S 0 4 en erisol de platino, a 80°C, adicionando exeeso de dicrom ato y titulando con sal de Fe. (Zdenek Suleek, pH.D . Pavel Povondra, 1992, second printing. M ethods o f D ecom positon in Inorganic A nalysis, CRS Press. Inc. Boca Raton, Florida. Chapter 4). Se corrio sim ultaneam ente el patron intem acional AGV-1 (A ndesita de la USGS) para efectos de controlar la exactitud de los resultados. Para el hierro ferroso, se corrieron asi m ism o dos patrones con diferente contenido: GSP-1 (G ranodiorita) y PCC-1 (Peridotita), conocidos estandares de la USGS. Los valores recom endados de estos estandares, se colocan entre paréntesis. Los elem entos m ayores fueron ehequeados por Plasm a ICP optim a 3000 de Perkin Elmer. Los resultados son coïncidentes, excepto para Si, que présenta tendencias a dar valores m as altos. (Elaborado por Carlos Julio Cedeno Ochoa) 10-49 Anexo 10 Anexo 10. RESULTADOS DE ANÀLISIS QUIMICOS - LABORATORIO DE INGEOMINAS (Colombia) ■ ELEMENTOS MAYORES Muestra ingeomlnas SIOj% AIj03% Fe:03% CaO% MgO% NajO% K,0% TIOj% PjOsVo FeO% Humedad Pérdldas (1000°C) 3a 325830 56,93 16,43 7,66 6,31 3,23 4,12 1,84 1,36 0,80 3,12 0,43 0,60 6 325831 59,47 17,00 6,66 5,51 3,28 4,66 2,48 0,76 0,33 1,78 0,04 0,75 12 325832 60,01 15,87 6,70 5,67 4,28 4,30 2,27 1,51 0,30 3,00 0,15 0,08 19 325835 60,36 16,05 6,39 5,25 3U 2 4,34 2,35 0,85 0,10 3,23 0,06 0,15 33 325841 60,01 16,58 7,12 5,14 2,44 3,84 2,29 1,05 0,39 3,12 0,15 0,29 39 325843 59,26 16,06 6,43 5,65 2,65 4,18 2,41 1,32 0,63 2,89 0,50 0,70 42 325844 61,40 16,24 5,79 4,52 2,09 4,21 2,77 0,74 0,32 2,67 0,22 0,79 49 325846 57,15 16,06 7,06 6,35 4,46 4,27 1,82 1,40 0,80 3,45 0,37 0,72 51 325847 59,26 16,43 6,66 4,98 2,90 3,71 2,16 1,24 0,50 2,67 1,21 1,42 56a 325849 60,36 16,60 7,22 5,25 2,26 3 93 2,42 0,80 0,34 2,55 0,01 0,24 57 325850 59,47 16,43 7,12 6,48 3,42 4,02 1,90 1,19 0,30 3,23 0,29 0,13 9 325855 59.79 16,62 5,80 4,67 2,57 4,66 29 3 1,11 0,56 1,89 0,03 0,75 16 325856 58,64 16,24 6,43 5,46 3,2 4,27 2,47 1,25 0,58 2,34 0,05 0,87 49 325861 57,15 16,06 7,12 6,16 4,71 4,19 1,61 1,06 0,46 3,12 0,59 1,34 58 325862 58,19 16,52 7,32 5,7 3,17 4,17 2,19 1,43 0,69 2,89 0,28 0,57 200 325864 58,4 16,32 7,02 6,02 4,33 3,88 1,95 1 ,06 0,38 2,67 0,18 0,21 204 325868 58,86 15,49 6,63 6,24 3,86 4,04 2,53 1,4 0,52 3,23 0,13 0,20 206 325869 59,04 16,84 7,32 5,67 3,2 3,92 2,43 0,54 0,10 300 0,42 0,52 212 325870 60,57 16,62 5,83 4,77 2,90 4,39 2,75 0,72 0,63 2,34 0,21 0,04 216 325871 60,36 16,82 6,39 4,88 2,80 4,34 2,61 0,76 0,32 2,78 0,18 0,52 221 325874 59,47 17,38 5,79 4,43 2,54 4,18 1,99 1,43 0,67 2,23 0,68 1,14 223 325875 57,15 16,43 6,58 6,44 4,48 4,25 2,08 1,26 0,53 2,89 0,44 0,39 226 325879 59,28 16,82 6,81 5,30 2,95 3,99 2,14 1,28 0,71 3,12 0,18 0,08 226a 325880 57,76 16,62 7,32 6,58 3,42 3,96 1,75 1,35 0,69 3,45 0,38 0,23 227 325881 58,19 16,25 6,43 5,75 4,21 3,91 1,63 1,28 0,39 3,00 0,57 1,08 228 325882 58,41 17,38 6,39 5,68 3,27 4,23 2,18 1,07 0,31 3,56 0,45 0,64 229 325883 57,36 16,82 7,12 6,52 4,15 4,08 2,11 1,14 0,29 3,78 0,13 0,02 233 325884 59,04 16,43 6,58 5,25 4,49 4,12 2,42 1,09 0,43 2,56 0,12 0,02 235 325885 59,26 14,96 7,35 6,52 4,31 3 78 1,93 1,20 0,49 3,23 0,18 0,02 236 325886 58,21 17,38 7,09 5,90 3,13 4,15 1,84 0,99 0,54 3,34 0,12 0,70 91 325891 60,36 17,57 5,92 4,66 2,44 4,74 2,67 0,54 0,10 2,34 0,08 0,09 92 325892 61,88 17,00 4,86 3,90 2,55 3,68 2,19 1,10 0,35 1,56 0,27 2,28 96 325893 59,05 16,82 7,21 6 45 2,22 3,59 1,83 1,30 0,72 4,06 0,12 0,71 96a 325894 57,55 16,57 7,06 5,26 3,58 4,18 1,93 1,12 0,48 2,67 0,80 1,35 97 325896 59,90 16,82 6,38 5,19 2,64 4,25 2,41 1,23 0,53 3,00 0,22 0,15 99 325897 63,33 16,25 6,45 4,67 1,51 4,15 2,24 0,76 0,22 3,00 0,16 0,17 104 325900 59,69 17,01, 6,55 5,16 3,18 3,72 2,44 0,91 0,34 2,78 0,30 0,34 107 325902 61,18 17,19 5,38 4,53 2,27 4,39 2,84 1,15 0,50 2,34 0,11 0,14 108 325903 57,76 16,51 7,21 6,63 4,01 3,80 1,60 0,98 0,41 3,78 0,39 0,71 110 325904 56,70 16,06 7,09 7,11 4,66 3,67 1,51 1,40 0,49 3,45 0,63 0,39 111 325905 59,69 16,44 5,72 4,51 2.54 4,45 2,89 1.19 0,63 2,00 0,35 1,10 115 325906 59,48 16,25 5,73 4,67 3,10 4,76 2,77 1,26 0,76 1,78 0,20 0,86 116 325907 60,55 16,63 5,92 4,67 2,64 4,30 2,66 0,92 0,39 2,34 0,19 0,68 117b 325911 60,97 17,38 5,23 4,84 1,59 4,18 2,84 0,93 0,34 1,89 0,42 1,45 121 325912 60,33 17,57 4,89 4,24 1,97 4,43 2,86 1,24 0,55 1,45 0,32 1,39 124 325913 58,62 16,25 6,58 5,97 4,31 4,29 2,06 1,02 0,39 2,89 0,36 0,11 125 325914 60,82 ■ 16,51 4,82 ■ 4,79 2,97 4,72 2,77 1,22 0,55 2,23 0,06 ■ 0,66 ■ 125b 325915 61,19 17,19 5,92 5,16 2,54 4,52 2,53 0,17 0,05 2,78 0,31 0,02 125d 325916 60,97 17,38 5,23 4,91 2,65 4,27 2,61 1,05 0,16 1,89 0,02 0,19 129 325919 61,34 17,19 5,00 4,30 2,72 4,48 2,80 1,26 0,55 2,23 0,03 0,16 130 325920 60,98 16,82 6,15 4.69 2,31 4,17 2,19 1,31 0,58 2,67 0,29 0,27 134 325921 56,95 18,51 5,73 4,34 2,29 4,32 1,93 1,36 0,65 1,45 1,10 2,63 135 325922 57,15 16,63 7,41 6,67 4,10 4,10 1.76 1,00 0,35 4,23 0,33 0,72 135a 325923 56,70 17,76 5,45 5,27 2,55 4,03 2,28 0,94 0,31 2,45 3,44 0,76 139 325924 61,62 16,51 5,22 4,13 2,21 4,22 2,75 1,18 0,52 2,78 0,42 0,69 140 325925 56,76 17,00 7,06 6,32 3,88 4,38 2,04 1,40 0,56 2,23 0,31 0,33 143 325927 59,47 17,38 6,78 4,74 2,94 4,08 2,24 0,93 0,62 3,23 0,40 0,52 145 325928 60,76 16,82 5,95 4,34 2,67 4,37 2,57 1,29 0,58 2,45 0,42 0,57 146 235929 59,90 16,62 6,09 4,24 2,29 3,91 2,54 1,32 0,56 1,78 0,55 1,65 149 325931 59,69 16,44 5,92 5,52 3,28 4,29 2,48 1,24 0,58 3,78 0,24 0,20 152 325932 61,40 17,44 5,73 3,90 2,06 487 2.47 0,96 0,52 2,11 0,29 0,28 Patrones: AGV-1 58,19 (58,24) 16,82 (17.15) 6,43 (6,77) 4,93 (4,94) 1,53 (1,53) 4,11 (4,26) 3,07 (2,92) PCC-1 5,23 (5,06) GSP-1 2,45 (2,34) Elaborados por: Carlos J, Cedeno 10-50 Anexo 10 AnexolO. RESULTADOS DE ANÀLISIS QUIMICOS - LABORATORIO DE INGEOMINAS (Colombia) - ELEMENTOS TRAZAS M uestra In geom in as I Zn ppm Cu ppm Pb ppm Ni ppm Li ppm Rb ppm Sr% B a% Cr ppm V p p m Mn % Patrones: AGV-1 84 (88) 60 (59) 35 (36) 18(16) 12(12) 65 (67) ,066 (,066) ,121 (,123) 10(10) 121 (121) ,092 (,092) Elaborados por Carlos J Cedeno 10-51 ANEXO 11 Resultados de anàlisis quimicos Laboratorio ACTLABS (Canada) Elementos mayores, elementos trazas y REE ___________________________________________________________________________________Anexo 11 A nexo 11. Laboratorio Actlabs: En los laboratories A CTLA BS { A c t i v a t i o n L a b o r a t o r i e s L td . O n ta r io . C a n a d a ) ban desarrollado un paquete de anàlisis de roea total (Côdigo 4L IT H 0 ) que eom bina dos m étodos de anàlisis que se com plem entan. En am bos se utiliza el procedim iento de fusion con m etaborato o tetraborato de litio: ICP { I n d u c t i v e l y C o u p l e d P l a s m a O p t i c a l E m i s s i o n S p e c t r o m e t r y ) para analizar elem entos m ayores en roea total. (Côdigo 4B). ICP/M S { I n d u c t i v e l y C o u p l e d P l a s m a M a s s S p e c t r o m e t r y ) para analizar elem entos trazas y REE en roea total. (Côdigo 4B2). Este m étodo es excepcional para un am plio rango de elem entos y lim ites de detecciôn. La calidad de los datos para roea total en am bos m étodos es superior a los datos obtenidos por XRF. El procedim iento de fusiôn garantiza un com plete anàlisis de m etales particularm ente para elem entos com o REE en fases resistentes. Se requiere un peso m inim o de 5 gram os de m uestra para el anàlisis. El Fe total se expresa com o Fe^O^ C onsideraciones partieulares para este estudio; Los elem entos trazas y los REE fueron analizados con ICP/M S, este m étodo en general tiene una muy buena resoluciôn (exactitud y precisiôn altas) y lim ites de detecciôn muy bajos, para un am plio rango de elem entos traza (Rollinson, 1993). Por esto se prefiriô trabajar con los resultados obtenidos con ICP/M S, descartando los valores obtenidos para Ba, Sr, Z r y V, que fueron analizados tam bién con ICP. Adem às, se deseartaron todos aquellos elem entos cuyos resultados estaban por debajo o m uy cerca del lim ite de detecciôn: 11-53 Anexo II___________________________________________________________________________________ Para las muestras con anàlisis repetidos (107, 227 y 414) se optô por calcular la media de los dos resultados y trabajar con dicho valor. Las técnicas para preparaciôn de muestras de materiales geolôgicos, el funcionamiento del equipo y las correcciones y câlculos, en el anàlisis por ICP/MS, han sido descritos por diversos autores (p.e. Date et. al, 1985 y Lichte et. al., 1987). Para el anàlisis en roea total de elementos mayores y traza, las muestras frescas fueron trituradas inicialmente en molino de mandibules de acero, luego en molino de discos y por ultimo molidas hasta reducirlas a tamano polvo en molino de àgata. Todo ello en las instalaciones del Laboratorio de Petrologla para Làminas Delgadas y Separaciôn Minerai de la Facultad de Ciencias Geolôgicas de la UCM. La posibilidad de contaminaciôn de la muestra en dicho laboratorio es minima, solo en el molino de mandibules, eventualmente puede producirse alguna minuscule esquirla. 11-54 Anexo 11 A nexoH . RESULTADOS DE ANÀLISIS QUIMICOS - LABORATORIO ACTLABS (Canada) Reporte 17419 - CODE 4LITH0-MAJ ELEM FUS ICP (WRA.REV2) SAMPLE Si02 AI203 Fe203 MnO MgO CaO Na20 K20 Ti02 P205 LOI TOTAL Ba Sr Y Sc Zr Be V % % % % % % % % % % % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm VNH-6 60,67 15,79 5,23 0,09 3,35 5,57 4,66 2,46 0,750 0,29 0,57 99,44 1114 1020 13 12 152 2 135 VNH-13 60,22 15,92 6,18 0,11 2,95 5,39 4,27 2,41 0,710 0,33 1,49 99,98 996 787 14 11 160 2 133 VNH-18 60,51 15,70 6,49 0,10 4,15 5,75 4,28 2,05 0,670 0,26 0,25 100,20 907 865 14 14 149 2 141 VNH-30 61,86 15,85 6,15 0,10 3,12 5,33 4,24 2,28 0,730 0,26 0,51 100,44 1023 709 15 13 169 2 169 VNH-41 62,67 15,46 5,20 0,09 2,59 4,67 4,29 2,71 0,620 0,25 1,53 100,08 1073 735 14 10 176 2 112 VNH-44 61,78 15,29 5,83 0,10 4,28 5,46 4,34 2,24 0,655 0,22 0,16 100,34 1044 792 12 13 142 2 135 VNH-49 57,57 15,71 7,02 0,10 4,74 6,61 4,33 1,78 0,885 0,39 0,50 99,62 896 980 15 14 164 2 157 VNH-51 60,77 15,90 6,38 0,09 2,81 5,11 3,83 1,93 0,720 0,28 2,18 100,00 980 612 26 13 176 2 142 VNH-53 60,18 16,54 6,69 0,12 3,31 5,71 4,09 1,77 0,800 0,30 0,80 100,31 914 672 19 14 159 1 151 VNH-54 57,56 16,69 7,78 0,13 3,54 6,30 3,95 1,64 0,905 0,33 0,91 99,73 895 723 18 16 145 1 188 VNH-56A 59,08 16,54 6,71 0,12 3,27 6,28 3,99 1,87 0,770 0,30 0,35 99,28 858 776 17 13 151 1 152 BP-104 61,48 15,05 5,49 0,10 3,86 5,46 3,91 2,55 0,650 0,22 0,66 99,42 958 617 15 13 171 2 126 BP-105 62,36 15,99 5,08 0,08 2,50 4,72 4,67 2,67 0,640 0,30 1,04 100,05 1144 921 12 8 166 2 145 BP-107 64,15 16,04 4,79 0,08 2,28 4,41 4,38 2,90 0,565 0,23 0,29 100,12 1122 667 14 9 186 2 100 BP-110 57,64 15,72 7,28 0,12 4,64 7,22 3,71 1,42 0,870 0,28 1,37 100,27 830 691 17 23 117 1 202 BP-111 63,90 15,28 4,93 0,09 2,54 4,38 4,19 2,70 0,615 0,20 1,44 100,27 1068 635 14 10 198 2 113 BP-114 61,30 15,83 5,33 0,08 2,80 5,03 4,58 2,47 0,675 0,28 1,50 99,88 1115 960 11 10 161 2 122 BP-125 62,66 15,67 5,18 0,09 2,87 4,98 4,38 2,61 0,630 0,37 0,90 100,33 1059 787 13 10 173 2 115 BP-125B 61,59 15,87 5,80 0,09 3,40 5,46 4,37 2,48 0,720 0,31 0,11 100,21 1032 823 13 12 166 2 168 BP-125D 63,42 15,95 5,52 0,09 2,75 4,72 4,39 2,56 0,670 0,05 0,26 100,39 1058 748 11 11 172 2 122 BP-125H 63,84 15,93 4,91 0,08 2,42 4,59 4,45 2,72 0,590 0,34 0,27 100,15 1097 764 14 9 176 2 108 BP-135 57,64 16,26 7,40 0,12 4,14 6,53 4,07 1,72 0,890 0,32 1,16 100,24 902 745 17 16 153 1 166 BP-139 63,67 15,79 5,07 0,09 2,25 4,26 4,34 2,80 0,590 0,23 0,91 99,99 1116 602 16 10 188 2 106 BP-143 61,80 16,58 5,70 0,09 2,92 4,69 4,18 2,12 0,780 0,24 1,28 100,39 1011 671 15 13 169 2 149 BP-146 61,27 15,68 5,79 0,09 2,83 4,78 3,88 2,51 0,720 0,25 2,79 100,60 1021 657 15 12 181 2 133 AC-200 60,11 15,58 6,33 0,10 3,56 5,74 4,10 2,09 0,685 0,25 0,94 99,51 920 778 14 14 146 1 137 AC-203 64,27 15,53 4,48 0,08 2,10 4,18 4,37 2,78 0,530 0,24 1,36 99,92 1100 756 12 8 165 2 93 AC-221 62,64 16,89 5,58 0,09 2,58 4,58 4,17 1,95 0,755 0,24 1,38 100,86 945 689 15 13 163 1 137 AC-227 57,02 17,17 7,45 0,12 3,94 6,43 3,96 1,49 0,980 0,27 1,36 100,20 866 729 17 19 149 1 185 AC-228 59,73 16,30 6,68 0,11 3,28 5,70 4,29 1,90 0,765 0,33 0,99 100,07 910 763 16 12 169 1 143 AC-229 58,87 16,21 7,24 0,12 4,07 6,62 4,16 1,82 0,875 0,30 0,05 100,32 960 715 17 18 152 1 180 AC-233 61,37 15,37 6,08 0,10 4,34 5,67 4,21 2,13 0,665 0,25 0,19 100,37 1021 763 12 14 141 2 138 AC-236 58,83 16,59 7,32 0,11 3,53 6,05 4,24 1,76 0,825 0,31 0,84 100,40 902 734 15 14 144 2 182 SY3 CERT 59.63 11,75 6,49 0,32 2,67 8,26 4,12 4,23 0,150 0,54 1.16 450 302 718 7 320 20 50 SY-3/D 60,23 11,48 6,55 0,32 2,58 8,26 4,03 4,19 0.135 0,54 474 304 718 8 366 20 47 MRG-1 CERT 39,09 8,46 17,93 0,17 13,55 14,71 0,74 0,18 3,770 0,08 1,56 61 266 14 55 108 -1 526 MRG-1 39,09 8,50 17,85 0,17 14.03 14,75 0,74 0,21 3,770 0,08 56 275 14 55 102 1 524 W-2 CERT 52,44 15,35 10,74 0,16 6,37 10,87 2,14 0,63 1,060 0,13 0,60 182 194 24 35 94 1 262 W-2/C 52,39 15,34 10,96 0,16 6,37 10,86 2,2 0,62 1,015 0,1 187 192 21 35 94 -1 269 DNC-1 CERT 47,04 18,3 9,93 0,15 10,05 11,27 1,87 0,23 0,480 0,08 0,6 114 145 18 31 41 1 148 DNC-1/D 46,32 18,33 9,85 0,14 10,1 11,01 1,9 0,23 0,445 0,05 113 140 17 30 37 -1 141 BIR-1 CERT 47,77 15,35 11,26 0,17 9,68 13,24 1,75 0,03 0,960 0,05 8 108 16 44 22 -1 311 BIR-1/D 48,57 15,95 11,6 0,17 9,85 13,38 1,85 0,03 0,915 0,02 8 109 16 44 13 -1 314 G-2 CERT 69,08 15,35 2,66 0,03 0,75 1,96 4,08 4.48 0,480 0,14 1882 478 11 4 309 3 36 G-2/C 69,08 15,38 2,73 0,03 0,74 1,94 4,06 4,60 0,455 0,10 1869 478 10 3 348 2 33 NBS 1633a CERT 48,78 27,02 13,44 0.02 0,75 1,55 0,23 2,26 1,330 0,38 1500 830 86 40 310 12 297 NBS/C 48,44 26,67 13,55 0,02 0,73 1,53 0,22 2,01 1,295 0.38 1307 794 84 38 267 12 275 IF-G CERT 41,2 0,15 55,85 0,04 1,89 1,55 0,03 0,01 0,010 0,06 2 3 9 -1 2 5 -5 IF-G 40,17 0,14 55,41 0,02 1,87 1,49 0,01 0,04 -0,005 0,05 6 3 10 -1 3 4 -5 AC-E CERT 70,35 14,7 2,53 0,06 0,03 0,34 6,54 4,49 0,110 0,01 55 3 184 -1 780 12 -5 AC-E/C 70,25 14,78 2,56 0,06 0,03 0,36 6,54 4,5 0,095 0,01 62 2 181 -1 861 11 -5 Adrianne I. Rittau, B.Sc., C. Chem, ICP Technical Manager 11-55 Anexo 11 Anexo11. RESULTADOS DE ANALISIS QUIMICOS • LABORATORIO ACTLABS (Canada) Reporte A05-0090 - CODE 4LITH0-MAJ ELEM FUS ICP (WRA REV2) SAMPLE Si02 AI203 Fe203 MnO MgO CaO Na20 K20 Ti02 P205 LOI TOTAL Ba Sr Y Sc Zr Be V % % % % % % % % % % % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ACNH209 59,39 16,14 6,97 0,11 3.59 6,07 4,16 2,09 0,889 0,28 0,35 100,03 944 729 17 16 133 1 176 ACNH401 58,99 16,29 6,61 0,113 3,21 5,74 4,28 2,23 0,831 0,38 0,49 99,17 1053 868 18 13 158 2 145 ACNH403 59,89 15,54 6,37 0,11 3,68 5,92 4,21 1,89 0,783 0,27 0,77 99,43 969 702 18 15 128 1 147 ACNH407 63,65 15,84 4,31 0,074 2,08 4,14 4,58 2,62 0,591 0,25 1,83 99,97 1277 888 13 7 144 2 96 ACNH411 57,72 16,16 7,27 0,13 3,94 6,90 3,89 1,47 0,919 0,29 0,53 99,22 826 661 19 19 110 1 179 ACNH412 60,18 15,04 6,16 0,091 4,41 5,36 4,23 2,17 0,753 0,27 0,54 99,2 1063 800 16 13 128 2 139 ACNH413 63,74 15,87 4,44 0,07 2,00 4,31 4,75 2,51 0,611 0,27 0,31 98,88 1227 901 13 7 140 2 99 ACNH414(1) 62,64 15,59 4,43 0,077 2,18 4,25 4,32 2,56 0,608 0,28 2,22 99,16 1233 874 13 8 141 2 99 ACNH414 (2) 62,64 15,59 4,43 0,08 2,17 4.24 4,33 2,59 0,605 0,27 2,22 99,15 1236 876 12 8 142 2 99 ACNH415 59,72 16,24 5,88 0,105 2,97 5,64 4 1,82 0,821 0,27 1,22 98,7 958 629 19 16 135 1 156 ACNH424 63,37 15,65 4,94 0,08 2,34 4,42 4,61 2,75 0,643 0,26 0,19 99,27 1189 826 14 9 154 2 113 ACNH428 59,45 15,9 6,28 0,105 3,75 5,99 4,14 2,2 0,744 0,26 0,69 99,5 954 812 15 15 127 1 147 ACNH429 61,04 15,42 5,71 0,10 3,93 5,45 4,38 2,23 0,709 0,24 0,19 99.37 1097 796 14 14 127 2 142 ACNH439 61,45 15,88 5,96 0,102 3,14 5,17 4,34 2,02 0,759 0,27 0,4 99,5 1087 747 16 13 130 1 144 BPNH307 58,92 16,05 6,61 0,12 3,74 6,10 4,06 1,78 0,833 0,28 0,98 99,48 986 660 18 15 130 1 150 BPNH308 58,97 16,2 7,04 0,121 4,07 6,33 3,98 1,67 0,888 0.29 0,46 100,01 941 668 18 18 128 1 162 BPNH330 59,12 15,73 6,65 0,11 3,40 5,76 4,02 2,12 0,906 0,29 1,01 99,12 1057 690 18 15 145 2 171 BPNH337 61 15,8 5,7 0,098 3,35 5,46 4,29 2,02 0,744 0,26 1,04 99,75 1079 760 16 13 130 1 132 BPNH341 59,75 16,06 6,11 0,10 3.03 5,38 4,30 2,20 0,789 0,31 1.13 99.16 1059 771 17 11 150 2 137 Blanco 0,02 -0,01 -0,01 -0,001 -0,01 -0.01 -0.01 -0.01 0,003 -0,01 -1 -1 -1 -1 -1 -1 -5 SY3 CERT 59.62 11.75 6,49 0,32 167 8.26 112 123 0,15 0.54 1.16 450 302 Z18 6,8 m 20 50 SY-3/A 59,38 11,52 6,41 0,317 2,52 8.19 4,12 4,08 0,149 0,53 442 307 719 10 325 21 50 NIST 694 CERT 11.20 180 0,79 0,01 0.33 43.60 186 0.51 0.11 3120 1736 NIST 694/A 11,18 1,88 0,76 0,011 0,33 43,15 0,88 0,52 0.115 28,11 114 945 168 3 102 4 1569 W-2 CERT 52M 15J5 l o a ÛJ63 6JZ IMZ 2J4 1627 1.06 1131 0,60 182 194 24 35 94 1.3 262 W-2/A 52,24 15,17 10,72 0,164 6,30 10,78 2,23 0,62 1,056 0,13 172 192 24 35 84 -1 263 DNC-1 CERT 47.04 18J0 9.93 0.149 10.05 11.27 187 0^29 0.48 0.085 0,60 114 145 18 M H 1 148 DNC-1/A 46,69 18,27 9,89 0.144 10.17 11.26 1,94 0,22 0.479 0.07 105 141 18 31 31 -1 139 BIR-1 CERT 47.77 15.35 11.26 0.171 9.68 1124 175 0,027 0.96 0.05 7.7 108 16 44 22 0.58 313 BIR-1/A 47,76 15,26 11,25 0,171 9,65 13,21 1.86 0.03 0.964 0,02 8 108 16 44 11 -1 322 GBW 07113 CERT 72.78 12.96 m 0.140 0,16 0.59 157 5.43 0.30 0.05 506 43 415 403 4,09 3,8 GBW 07113/A 72,76 12,84 3,19 0,140 0,14 0,57 2,54 5,41 0,283 0,05 499 40 48 6 403 4 34 NBS 1633b CERT 49.24 2M3 11.13 0,020 0J99 2J1 0.271 2,26 132 0.53 709 1041 41 296 NBS 1633b/A 49,13 .28,28 11,10 0,017. 0,77 .2.12 0.27, 2,28 ,1.29,1 0.54, 709 1030 98 41 227 13 290 STM-1 CERT 5^64 18.39 122 0.22 0.101 109 8.94 4.28 0,135 IIM 560 700 46 m 1210 9,6 (8,7 STM-1/A 59.55 18,15 5,29 0.218 0.09 1,12 8,85 4,14 0.131 0.12 593 699 48 1 1203 9 -5 IF-G CERT 41.20 0.15 55.85 0.042 1.89 Ü 5 0.032 m 2 0.014 0.063 1.5 3 9 0,38 2,4 4,7 4 IF-G/A 41.17 0,12 55,29 0,036 1.86 1,52 0,01 -0,01 0,003 0,07 5 4 10 -1 8 4 -5 FK-N CERT 61Q2 18.61 0,09 0.005 0.01 OJl 2.58 12.81 102 0.02 200 39 0.3 0.05 13 1 3 FK-N/A 65.15 18,47 0,09 0.003 -0,01 0,10 2,49 12.59 0,006 0,02 203 37 -1 -1 -1 -1 -5 C, Douglas Read, B.Sc. Laboratory Manager Nota: Los datos certificados subrayados son los valores recomendados; los otros valores son los propuestos excepto los que estân precedidos de "(" los cuales son valores solo para informaciôn Nota: El Fe203 para los estandares es Fe203 Total y no ha sido adjustado para el FeO Los valores negatives estân por debajo del limite de detecciôn Valores LOI menores que 0.01% representan una ganancia en la Igniciôn 1-56 Anexo 11 Anexo11. RESULTADOS DE ANÀLISIS QUIMICOS - LABORATORIO ACTLABS (Canada) Reporte 1719 RPT.XLS - CODE 4LITH0-TRACE ELEM FUS ICP/MS (WRA4B2.REV2) Muestra V Cr Co Ni Cu Zn Ga Ge As Rb Sr Y Zr Nb Mo Ag In Sn Sb Cs Ba VNH-6 123 71 12 -15 47 35 19 1 -5 58 944 12 151 8 2 -0,5 -0,2 -1 -0,5 1,8 1.140 VNH-13 131 35 15 30 74 76 21 1 -5 65 757 15 169 7 2 -0,5 -0,2 -1 -0,5 2,2 1.060 VNH-18 139 186 24 39 48 80 20 1 -5 56 818 13 154 6 3 -0,5 -0,2 1 -0,5 1,6 948 VNH-30 151 42 14 -15 19 54 19 1 -5 59 633 14 161 6 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 0,9 1.010 VNH-41 107 42 13 -15 30 58 20 1 -5 75 697 14 179 7 3 -0,5 -0,2 -1 -0,5 2,5 1.130 VNH-44 125 242 18 50 65 53 19 -1 -5 62 740 12 143 5 3 -0,5 -0,2 1 -0,5 1,9 1.080 VNH-49 145 165 20 51 50 73 19 -1 -5 45 883 14 162 8 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 0,9 899 VNH-51 135 46 22 -15 34 116 19 1 -5 54 587 26 178 7 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 0,9 1.040 VNH-53 145 40 16 -15 27 51 19 1 -5 43 630 19 162 6 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 0,8 948 VNH-54 183 26 20 -15 44 151 21 1 -5 36 711 18 152 6 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 0,6 968 VNH-56A 140 35 14 -15 45 67 19 1 -5 49 715 17 150 6 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 0,8 879 BP-104 116 141 14 27 46 33 18 -1 -5 69 572 14 167 6 2 -0,5 -0,2 -1 1,0 2,1 984 BP-104 REP 111 118 14 28 45 46 17 -1 -5 68 558 14 163 6 2 -0,5 -0,2 -1 -0,5 2,2 969 BP-105 137 45 12 -15 41 70 20 1 -5 67 876 11 171 7 2 -0,5 -0,2 1 -0,5 2,0 1.200 BP-107 89 39 11 -15 37 56 20 1 -5 82 620 14 186 7 2 -0,5 -0,2 -1 -0,5 2,3 1.160 BP-110 180 117 19 -15 29 76 18 1 -5 32 636 17 117 4 -2 -0,5 -0,2 -1 -0,5 -0,5 757 BP-111 99 48 10 -15 16 39 18 -1 -5 74 570 14 192 2 -0,5 -0,2 -1 -0.5 2,3 1.090 BP-114 116 48 13 -15 40 57 20 1 -5 58 848 11 152 7 -2 -0,5 -0.2 1 -0,5 1,6 1.070 BP-125 107 63 13 -15 28 88 20 1 -5 69 708 12 162 7 3 -0,5 -0,2 1 -0,5 2,3 1.020 BP-125B 169 80 16 18 24 64 21 1 -5 63 773 13 166 7 5 -0,5 -0,2 -1 -0,5 1,3 1.030 BP-125D 122 53 13 49 34 54 20 1 -5 73 694 10 172 7 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 1,9 1.040 BP-125H 108 40 13 -15 43 66 21 1 -5 81 735 13 182 7 2 -0,5 -0,2 -1 -0,5 2,0 1.100 BP-135 170 109 21 33 50 88 20 1 -5 41 709 17 153 3 -0,5 -0,2 1 -0,5 1,1 799 BP-139 106 35 12 -15 27 137 20 1 -5 77 560 15 188 7 3 -0,5 -0,2 -1 -0,5 2,3 1.130 BP-143 152 44 15 -15 27 57 21 1 -5 55 640 15 171 7 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 0,8 1.030 BP-146 126 27 14 -15 45 64 20 1 -5 61 598 14 172 7 2 -0,5 -0,2 1 -0,5 1,8 984 AC-200 137 88 17 -15 54 66 19 1 -5 61 707 13 145 2 -0,5 -0,2 1 -0,5 2,0 912 AC-203 90 47 10 80 28 64 20 1 -5 77 706 12 166 7 3 -0,5 -0,2 -1 -0,5 2,5 1.110 AC-221 121 44 11 -15 17 64 19 -1 -5 45 595 13 155 -2 -0,5 -0,2 -1 -0,5 0,8 869 AC-227 183 48 19 17 48 88 21 1 -5 33 688 16 148 7 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 1,2 775 AC-227 REP 186 51 19 -15 50 95 21 1 -5 35 691 16 149 7 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 1,2 763 AC-228 148 58 17 67 35 83 22 1 -5 51 724 16 172 7 2 -0,5 -0,2 1 -0,5 1,4 897 AC-229 179 76 20 -15 48 74 20 1 -5 45 659 16 147 6 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 0,8 798 AC-233 137 208 19 36 37 65 19 -1 -5 57 697 12 138 5 -2 -0,5 -0,2 -1 -0,5 1,5 961 AC-236 183 56 18 -15 27 85 20 2 -5 43 672 14 142 5 -2 -0,5 -0,2 1 0,8 1,0 866 Blanco -5 -20 -1 -15 -10 -30 -1 -1 -5 -2 -2 -1 -5 -1 -2 -0,5 -0,2 -1 -0,5 -0,5 -3 Standard MAG1 142 103 22 42 28 126 23 2 8 152 144 29 132 13 -2 •0,5 -0,2 3 0,8 8,8 507 MAG1 CERT 140* 97* 20.4* 53* 30* 130* 20.4* 9,2 149* 146* 28* 126* 12 1,6 0,08 (0.18) 3.6 0.96* 8.6* 479* Standard BIR1 321 393 51 166 125 76 16 2 -5 -2 113 17 20 -1 -2 -0,5 -0,2 -1 -0,5 -0.5 8 BIR1 CERT 313* 382* 51.4* 166* 126* 71* 16 1.5 (0.4) 0.25* 108* 16* 16 0,6 (0.5) (0.036) 0,65 0,58 0,005 7 Standard DNC1 150 287 54 250 94 69 14 1 -5 3 143 18 40 3 -2 -0,5 -0,2 1 0,8 -0,5 110 DNC1 CERT 148* 285* 54.7* 247* 96* 66* 15 (1.3) (0.2) (4.5) 145* 18* 41* 3 (0.7) (0.027) 0.96* (0.34) 114* Standard GXR2 50 34 8 -15 66 540 36 1 18 73 148 17 259 8 -2 15,7 -0,2 2 48 4,8 2.243 GXR2 CERT 52 36 8,6 21 76 530 37 25 78,0 160 17 269 11 (2.1) 17 (0.252) 1,7 49 5,2 2.240 Standard LKSD3 76 75 28 40 30 140 15 1 10 72 239 29 184 6 -2 2,7 -0,2 1 0,9 2,2 655 LKSD3 CERT 82 87 30 47 35 152 27 78 240 30 178 8 (<5) 2,7 3 1,3 2,3 680 Standard GXR1 83 -40 8 69 1.115 765 13 4 429 -4 296 33 31 -1 18 30 0.8 54 122 3 708 GXR1 CERT 80 12 8,2 41 1.110 760 14 427 (14) 275 32 (38) (0.8) 18 31 0,8 54 122 3,0 750 Standard SY3 51 -40 7 -30 -20 252 36 4 17 214 311 719 331 149 -4 -1 -0,4 6 -1 3 468 SY3 CERT 50 (11) 8,8 11 17 244* 27* 1,4 19 206* 302* 718* 320 148 (1.0) (1.5) (6,5) 0,31 3 450 D. DAnna, Dipl. T. ICPMS Technical Manager, Activation Laboratories Ltd. 11-57 Anexo 11 AnexoH RESULTADOS DE ANÀLISIS QUIMICOS - LABORATORIO ACTLABS (Canada) R eporte 50090 RPT.XLS - CODE 4LITH0-TRACE ELEM FUS ICP/MS (WRA4B2.REV2) Muestra V Cr Co NI Cu Zn Ga Ge As Rb Sr Y Zr Nb Mo Ag In Sn Sb Cs Ba ACNH209 179 39 20 -20 46 68 21 1 -5 56 741 18 134 8 -2 -0,5 -0,2 2 -0,5 1,2 969 ACNH401 140 22 17 -20 28 92 22 1 -5 55 855 18 157 9 -2 -0.5 -0,2 1 -0,5 0,8 1.040 ACNH403 147 94 18 23 29 78 20 1 -5 47 704 18 133 8 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 1,3 968 ACNH407 95 36 11 -20 25 71 22 1 -5 67 882 14 148 8 -2 -0.5 -0,2 2 -0,5 2,3 1.290 ACNH411 172 75 20 -20 24 83 20 1 -5 27 639 18 114 8 -2 -0.5 -0,2 1 -0,5 -0,5 798 ACNH412 142 245 21 69 53 84 21 -5 54 814 16 131 7 -2 -0.5 -0,2 2 -0,5 0,6 1.100 ACNH413 98 33 11 -20 29 67 22 1 -5 61 897 13 141 8 -2 -0,5 -0,2 2 -0,5 1,7 1.240 ACNH414 97 34 11 -20 31 75 21 1 -5 66 873 13 145 8 -2 -0,5 -0,2 2 -0,5 1,8 1.230 ACNH414 REP 92 32 11 -20 44 72 21 1 -5 63 837 12 139 7 -2 -0,5 -0,2 2 -0,5 1,9 1.180 ACNH415 156 40 16 -20 19 77 20 1 -5 46 636 19 135 8 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 -0,5 958 ACNH424 114 45 13 -20 31 82 22 1 -5 77 829 14 157 9 -2 -0,5 -0,2 2 0,5 1,4 1.210 ACNH428 143 75 19 26 54 79 20 1 -5 58 781 15 128 7 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 2,3 914 ACNH429 132 147 18 37 18 57 19 1 -5 60 761 13 124 7 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 0,6 1.050 ACNH439 139 42 16 -20 36 70 21 1 -5 50 722 16 130 8 -2 -0,5 -0,2 1 -0,5 1,1 1.060 BPNH307 144 58 19 24 19 76 19 1 -5 44 643 18 132 10 -2 -0,5 -0,2 2 -0,5 1,6 965 BPNH308 156 65 20 29 24 79 20 1 -5 41 651 18 127 11 -2 -0,5 -0,2 2 -0,5 0,6 911 BPNH330 165 24 19 -20 59 79 21 1 -5 58 685 19 145 9 -2 -0,5 -0.2 1 -0,5 1,1 1.040 BPNH337 128 66 16 22 22 77 20 1 -5 50 750 17 131 8 -2 -0,5 -0,2 2 -0,5 1,4 1.060 BPNH341 134 26 16 -20 39 76 21 1 -5 53 763 17 153 9 -2 -0,5 -0,2 2 -0,5 1,4 1.040 Material-Control W2 231 80 40 67 107 83 17 2 -5 20 184 21 86 7 -2 -0,5 -0.2 2 0,8 1,7 165 W2 CERT 262* 93* 44* 70* 103* 77* 20* (1.0) 1,2 20* 194* 24* 94* 7.9 (0.6) (0.046) 0,79 0.99* 182* Material-Control WMG-1 148 712 186 2.490 5.800 105 10 2 15 3 37 13 51 5 2 1,8 -0,2 2 2,7 1,3 106 WMG-1 CERT (149) (770) (200) (2700) (5900) (110) (10.3) (7) (4) (41) (12) (43) (6) (1.4) (2.7) (2.2) (1.8) (0.48) (114) Blanco -5 -20 -1 -20 -10 -30 -1 -1 -5 -2 -2 -1 5 -1 -2 -0,5 -0.2 -1 -0,5 -0,5 -3 Standard MAG1 129 96 21 55 28 124 22 1 11 153 140 27 129 15 -2 -0,5 -0.2 3 0,7 8,5 492 MAG1CERT 140* 97* 20.4* 53* 30* 130* 20.4* 9,2 149* 146* 28* 126* 12 1,6 0,08 (0.18) 3,6 0.96* 8.6* 479* Standard BIR1 313 386 52 167 133 77 16 2 -5 -2 108 16 16 -1 -2 -0,5 -0.2 -1 0,6 0,6 7 BIR1 CERT 313* 382* 51.4* 166* 126* 71* 16 1.5 (0.4) 0.25* 108* 16* 16 0,6 (0.5) (0.036) 0,65 0,58 0,005 7 Standard DNC1 163 269 55 246 99 66 14 1 -5 4 142 18 36 1 -2 -0,5 -0.2 1 0,9 0.8 102 DNC1CERT 148* 285* 54 7* 247* 96* 66* 15 (1.3) (0.2) (4.5) 145* 18* 41* 3 (0.7) (0.027) 0.96* (034) 114* Standard GXR2 47 35 8 -20 73 141 38 1 41 78 154 18 259 11 2 7,3 -0.2 2 39.3 5.1 2.240 GXR2 CERT 52 36 8.6 21 76 530 37 25 78.0 160 17 269 11 (2.1) 17 (0.252) 1,7 49 5.2 2.240 Standard LKSD3 72 80 30 54 33 -30 15 1 49 78 247 30 172 9 -2 1.3 -0.2 2 1,4 2,7 669 LKSD3 CERT 82 87 30 47 35 152 27 78 240 30 178 8 (<5) 2,7 3 1.3 2.3 680 Standard-Cailbracion MICA Fe 133 82 25 45 -10 1.170 95 3 -5 2.380 4 48 926 301 -2 1.1 0.6 70 -0,5 164 152 MICA FeC E R T 135* 90* 23* 35* 5* 1300* 95* 3.2 3 2200* 5* 48* 800* 270* 1,2 0,60 70* 180* 150* Standard GXR1 81 -40 8 -40 1.110 754 16 3 426 -4 288 30 33 -2 18 31 0.8 48 77 3 918 GXR1 CERT 80 12 8,2 41 1.110 760 14 427 (14) 275 32 (38) (0.8) 18 31 0.8 54 122 3.0 750 Standard SY3 44 -40 7 -40 -20 254 33 3 29 209 298 788 363 132 -4 -1 -0.4 8 -1 3 444 SY3 CERT 50 (11) 8,8 11 17 244* 27* 1.4 19 206* 302* 718* 320 148 (1.0) (1.5) (6.5) 0,31 3 450 Standard-Caiibracion STM1 -5 -20 -1 -20 -10 239 33 2 5 111 631 43 1 210 237 6 1,8 -0.2 7 1.6 1.5 562 STM1 CERT (8-7) (4.3) 0,9 (3) (4.6) 235* 36* (1.4) 4.6 118* 700* 46* 1210* 268* 5.2 0.079* (0.12) 6,8 1.66* 1 54* 560* Standard-Caiibracion IFG1 -5 -20 27 36 -10 -30 -1 24 -5 -2 4 9 -5 -1 -2 -0.5 -0.2 -1 1,0 -0.5 -3 IFG1 CERT 2 4 29* 23 13* 20* 0,7 24 1.5 0,4 3 9* 1 0.1* 0.7 0.2 0.3 0.63 0.06 1.5 C. Douglas Read, B Sc Laboratory Manager, Activation Laboratories Ltd. 11-58 Anexo 11 Anexo! 1. RESULTADOS DE ANÀLISIS QUIMICOS - LABORATORIO ACTLABS (Canada) Reporte 1719 RPT.XLS - CODE 4LITH0-TRACE ELEM FUS ICP/MS (WRA4B2.REV2) Muestra La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu VNH-6 31,0 56,1 6,12 25,3 4,7 1,24 3,3 0,4 2,1 0,4 1,1 0,16 1,0 0,14 VNH-13 26,4 49,0 5,42 22,8 4,4 1,20 3,4 0,5 2,6 0,5 1,4 0,21 1,3 0,19 VNH-18 23,5 44,1 4,88 20,5 4,1 1,10 3,1 0,4 2,4 0,4 1,2 0,19 1,1 0,16 VNH-30 22,4 41,4 4,58 19,6 3,9 1,12 3,1 0,5 2,4 0,5 1,3 0,20 1,3 0,20 VNH41 27,2 50,0 5,48 22,1 4,3 1,06 3,2 0,5 2,4 0,5 1,4 0,20 1,3 0,20 VNH-44 21,7 39,5 4,36 18,3 3,4 1,00 2,9 0,4 2,1 0,4 1,2 0,17 1,1 0,14 VNH-49 30,4 54,9 6,09 25,8 4,8 1,36 3,7 0,5 2,5 0,5 1,3 0,18 1,2 0,15 VNH-51 28,4 53,1 6,11 27,2 5,8 1,54 5,2 0,8 4,2 0,8 2,3 0,34 2,1 0,31 VNH-53 27,4 51,4 6,01 25,8 5,3 1,38 4,1 0,6 3,2 0,6 1,8 0,28 1,8 0,26 VNH-54 24,7 49,1 5,91 26,0 5,3 1.43 4,3 0,6 3,2 0,6 1.7 0,25 1.5 0,23 VNH-56A 23,0 44,1 5,02 22,1 4,4 1,24 3,6 0,6 3,0 0,6 1,7 0,24 1,5 0,24 BP-104 24,3 44,8 4,86 19,8 3,9 1,02 3,2 0,5 2,4 0,5 1,4 0,20 1,3 0,19 BP-104 REP 23,9 44,4 4,90 20,1 3,8 0,99 3,2 0,4 2,3 0,4 1,3 0,21 1,3 0,20 BP-105 30,0 54,1 5,75 23,6 4,4 1,20 3.3 0,4 2,0 0,4 1,0 0,15 0,9 0,13 BP-107 26,3 48,1 5,07 20,6 3,9 1,04 3.2 0,4 2,3 0,4 1,3 0,20 1,3 0,19 BP-110 21,0 40,4 4,70 20,9 4,4 1,26 3,5 0,5 2,9 0,6 1,7 0,26 1,6 0,24 BP-111 25,9 47,9 5,21 21,0 4,1 1,09 3,1 0,4 2,4 0,5 1,4 0,20 1,3 0,20 BP-114 26,3 48,3 5,42 21,0 3,6 1,07 2,9 0,4 1,9 0,3 1,0 0,14 0,9 0,12 BP-125 25,2 46,6 5,30 20,7 3,9 1,02 3,2 0,4 2,2 0,4 1,2 0,18 1,1 0,16 BP-125B 25,5 48,2 5,59 22,9 4,4 1,12 3,6 0,5 2,4 0,5 1,3 0,19 1,2 0,18 BP-125D 18,1 31,5 3,45 13,4 2.8 1,00 2,3 0,3 1,7 0,4 1,1 0,17 1,1 0,18 BP-125H 25,3 46,2 5,05 20,2 3,8 1,04 3,0 0,4 2,1 0,4 1,2 0,16 1,0 0,16 BP-135 22,4 44,3 5,23 22,1 4,5 1,29 3,8 0,5 2,8 0,6 1,6 0,22 1,5 0,21 BP-139 26,1 48,4 5,35 20,8 4,2 1,03 3,4 0,5 2,6 0,5 1,5 0,23 1,5 0,24 BP-143 22,7 42,5 4,86 19,5 3,8 1,22 3,3 0,5 2,5 0,5 1,4 0,19 1,3 0,18 BP-146 24,3 45,2 5,11 20,3 4,0 1,07 3,4 0,5 2,5 0,5 1,3 0,20 1,2 0,20 AC-200 23,5 44,0 5,05 19,9 4,0 1,10 3,5 0,5 2,3 0,5 1,3 0,19 1,1 0,19 AC-203 24,6 45,7 5,19 20,1 3,6 1,00 3,0 0,4 2,0 0,4 1,1 0,17 1,1 0,17 AC-221 21,4 38,0 4,17 16,7 3,3 1,10 2,7 0,4 2,3 0,5 1,4 0,21 1,4 0,22 AC-227 13,4 24,6 2,94 12,7 3,1 1,27 2,8 0,4 2,5 0,5 1,5 0,23 1,5 0,23 AC-227 REP 13,7 24,9 3,03 13,5 3,2 1,34 3,1 0,5 2,6 0,5 1,5 0,22 1,6 0,23 AC-228 25,8 50,1 5,81 23,4 4,6 1,26 3,8 0,5 2,7 0,5 1,5 0,23 1,5 0,23 AC-229 24,1 46,1 5,38 21,9 4,5 1,27 4,0 0,5 2,8 0,6 1,6 0,24 1,4 0,22 AC-233 20,7 39,2 4,36 17,2 3,4 0,97 2,9 0,4 2,1 0,4 1,1 0,16 1,1 0,17 AC-236 20,2 38,6 4,48 18,5 4,0 1,16 3,4 0,4 2,4 0,5 1,4 0,20 1,3 0,22 Blanco -0,1 -0,2 -0,05 -0,1 -0,1 -0,05 -0,1 -0,1 -0,1 -0,1 -0,1 -0,05 -0,1 -0,04 Standard MAG1 46 90 9,9 39 7,6 1,57 5,4 1,0 5,3 1,0 2,9 0,44 2,7 0,37 MAG1 CERT 43* 88* 9,3 38* 7.5* 1.55* 5.8* 0.96* 5.2* 1.02* 3 0.43* 2.6* 0.40* Standard BIR1 0,7 2,0 0,37 2,5 1,2 0,59 1,9 0,4 2,6 0,6 1,8 0,28 1,8 0,28 BIR1 CERT 0,62* 1.95* 0.38* 2.5* 1.1* 0.54* 1.85* 0.36* 2.5* 0.57* 1.7* 0.26* 1,65 0.26* Standard DNC1 3,9 8,6 1,04 4,8 1,4 0,57 2,0 0,4 2,7 0,6 2,0 0,32 2,0 0,33 DNC1 CERT 3.8* 10,6 1,3 4.9* 1.38* 0.59* 2 0.41* 2,7 0,62 2* (0.33) 2.01* 0.32* Standard GXR2 26 50 5,10 19 3,6 0,75 3,3 0,5 2,8 0,6 1,7 0,28 1,7 0,27 GXR2 CERT 25,6 51,4 (19) 3,5 0,81 (3.3) 0,48 3,3 (0.3) 2,04 (0.27) Standard LKSD3 50 89 10,9 43 7,8 1,48 6,6 0,9 4,8 1,0 2,8 0,43 2,7 0,39 LKSD3 CERT 52 90 44 8,0 1,50 1,0 4,9 2,7 0,4 Standard GXR1 8,2 16 1,90 9,0 2,6 0,7 4,3 0,8 4,4 1,0 2,8 0,4 2,1 0,30 GXR1 CERT 7,5 17 (18) 2,7 0,69 4,2 0,83 4,3 (0.43) 1,9 0,3 Standard SY3 1.340 2.230 223 672 109 17 105 18 118 29 68 12 62 7,92 SY3 CERT 1340* 2230* 223* 670 109 17* 105* 18 118 29.5* 68 11.6* (62) 7,90 11-59 Anexo 11 Anexo11. RESULTADOS DE ANÀLISIS QUÎMICOS - LABORATORIO ACTLABS (Canada) Reporte 50090 RPT.XLS - CODE 4LITH0-TRACE ELEM FUS ICP/MS (WRA4B2.REV2) Muestra La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu ACNH209 2%3 43,8 5,30 21,6 4,1 1,29 3,6 0,5 2,9 0,5 1,5 0,22 1,5 0,22 ACNH401 28,0 53,4 6,47 26,6 4,8 1,47 4,0 0,6 3,0 0,6 1,6 0,24 1,5 0,22 ACNH403 25,2 47,3 5,70 22,8 4,1 1,27 3,8 0,5 2,8 0,5 1,5 0,23 1,4 0,23 ACNH407 31,7 52,5 6,36 24,6 3,9 1,14 3,0 0,4 1,9 0,4 1,0 0,15 1,0 0,16 ACNH411 21,4 42,5 5,14 21,6 4,1 1,32 3,7 0,6 3,0 0,6 1,6 0,24 1,6 0,23 AGNH412 28,6 55,0 6,66 27,3 4,6 1,30 4,0 0,5 2,6 0,5 1,3 0,20 1,2 0,17 ACNH413 29,1 52,8 6,24 24,1 3,9 1,18 3,0 0,4 2,0 0,4 1,0 0,15 1,0 0,16 ACNH414 28,8 53,9 6,22 24,2 4,1 1,19 3,2 0,4 2,1 0,4 1,1 0,16 1,0 0,15 ACNH414 REP 28,0 52,8 6,17 23,9 4,0 1,13 3,1 0,4 2,0 0,4 1,1 0,16 1,0 0,15 ACNH415 23,8 43,9 5,06 20,7 3,9 1,32 3,7 0,6 3,0 0,6 1,8 0,27 1,8 0,26 ACNH424 27,5 51,3 5,99 23,9 4,1 1,17 3,3 0,4 2,3 0,4 1,2 0,18 1,2 0,17 ACNH428 24,3 46,8 5,48 22,0 3,9 1,18 3,4 0,5 2,6 0,5 1,4 0,20 1,3 0,20 ACNH429 20,3 38,5 4,61 18,5 3,4 1,06 2,9 0,4 2,1 0,4 1,2 0,17 1,1 0,16 AGNH439 24,1 45,0 5,45 21,9 4,0 1,25 3,6 0,5 2,6 0,5 1,5 0,22 1,4 0,21 BPNH307 25,5 48,1 5,71 22,8 4,2 1,34 3,8 0,5 2,9 0,6 1,7 0,24 1,6 0,24 BPNH308 25,1 48,9 5,80 23,4 4,4 1,35 3,9 0,6 3,0 0,6 1,7 0,25 1,6 0,23 BPNH330 25,6 49,2 5,93 24,1 4,6 1,35 4,1 0,6 3,0 0,6 1,6 0,24 1,5 0,23 BPNH337 25,5 46,3 5,60 22,6 4,0 1,19 3,5 0,5 2,6 0,5 1,4 0,21 1,3 0,19 BPNH341 25,8 50,7 6,00 24,0 4,3 1,32 3,8 0,5 2,8 0,5 1,5 0,22 1,4 0,21 Material-Gontrol W2 10,5 22,2 2,85 12,6 3,1 1,15 3,7 0,6 3,7 0,7 2,2 0,33 2,0 0,29 W2 GERT 11.4* 24* (5.9) 14,0 3.25* 1.1* 3.6* 0,63 3.8* 0.76* 2,5 0,4 2.05* 0.33* Material-Gontrol WMG-1 7,5 15,3 2,00 9,0 2,2 0,75 2,5 0,4 2,3 0,5 1,3 0,21 1,2 0,19 WMG-1 GERT (8.2) (16) (9) Ü ^ ) (0.8) (0.4) (2.8) (0.5) (0.2) (1.3) (0.21) Blanco -0,1 -0,1 -0,05 -0,1 -0,1 -0,05 -0,1 -0,1 -0,1 -0,1 -0,1 -0,05 -0,1 -0,04 Standard MAGI 43,2 86,8 10,07 39,0 7,4 1,57 6,4 1,0 5,3 1,0 2,8 0,44 2,6 0,38 MAGI GERT 43* 88* 9,3 38* 7.5* 1.55* 5.8* 0.96* 5.2* 1.02* 3 0.43* 2.6* 0.40* Standard BIR1 1,4 2,4 0,50 2,7 1,2 0,60 2,0 0,4 2,7 0,6 1,7 0,29 1,7 0,26 BIR1 GERT 0.62* 1.95* 0.38* 2.5* 1.1* 0.54* 1.85* 0.36* 2.5* 0.57* 1.7* 0.26* 1,65 0.26* Standard DNG1 4,0 8,4 1,12 5,1 1,4 0,64 2,1 0,4 2,9 0,6 2,0 0,33 1,9 0,30 DNG1 GERT 3.8* 10,6 1,3 4.9* 1.38* 0.59* 2 0.41* 2,7 0 ^ 2 2* (0.33) 2.01* 0.32* Standard GXR2 25,5 50,4 5,40 20,1 3,6 0,79 3,2 0,5 2,9 0,6 1,7 0,28 1,7 0,27 GXR2 GERT 25,6 51,4 (19) 3,5 0,81 (3.3) 0,48 3,3 (0.3) 2,04 (0.27) Standard LKSD3 50,6 91,9 11,9 45,5 8,1 1,59 6,8 0,9 5,2 1,0 2,9 0,46 2,8 0,42 LKSD3 GERT 52 90 44 8,0 1,50 1,0 4,9 2,7 0,4 Standard-Galibracion MIGA Fe 204 420 51,6 189 34,7 0,68 23,8 2,8 11,0 1,4 3,8 0,58 3,4 0,50 MIGA Fe GERT 200* 420* 49* 180* 33* 0.7* 21* 2.7* 11* 1.6* 3.8* 0.48* 3.5* 0.5* Standard GXR1 9,0 15,2 2,1 9,0 2,9 0,7 4,2 0,8 4,8 0,9 2,7 0,4 2,2 0,31 GXR1 GERT 7,5 17 (18) 2,7 0,69 4,2 0,83 4,3 (0.43) 1,9 0,3 Standard SY3 1.260 2210 222 757 129 20,9 129 23,5 141 29,6 91,2 14,3 72,0 8,88 SY3 GERT 1340* 2230* 223* ■ 670 109 17* 105* 18 ■ 118 29.5* 68 11.6* (62) 7,90 Standard-Galibracion STM1 145 242 24,3 77,4 11,7 3,55 8,9 1,5 7,7 1,4 4,2 0,68 4,1 0,61 STM1 GERT 150* 259* 19* 79* 12.6* 3.6* 9.5* 155* 8.1* 1,9 4.2* 0,69 4.4* 0,60 Standard-Galibracion IFG1 2,7 3,7 0,43 1,7 0,4 0,40 0,7 0,1 0,8 0,2 0,6 0,10 0,6 0,09 IFG1 GERT 2.8* 4* 0.4* 0,2 0,4* 0.39* 0.74* 0.11* 0.8* 0.2* 0.63* 0.09* 0.6* 0.09* 11-60 Anexo 11 Anexo11. RESULTADOS DE ANÀLISIS QUIMICOS - LABORATORIO ACTLABS (Canada) Reporte 1719 RPT.XLS - CODE 4LITH0-TRACE ELEM FUS ICP/MS (WRA4B2.REV2) Muestra Hf Ta W I I Pb Bi Th U VNH-6 4,0 0,7 1 0,1 -5 -0,2 10,6 3,2 VNH-13 4,6 0,7 1 0,3 10 -0,2 11,7 3,9 VNH-18 4,1 0,5 1 0,2 8 -0,2 9,2 2,8 VNH-30 4,5 0,7 1 0,3 7 -0,2 10,6 3,5 VNH41 5,0 0,8 1 0,4 10 -0,2 14,0 4,5 VNH-44 3,8 0,6 1 0,3 8 -0,2 10,0 3,3 VNH-49 4,2 0,7 1 0,1 6 -0,2 8,8 2,7 VNH-51 4,9 0,6 1 0,3 7 -0,2 10,0 2,9 VNH-53 4,2 0,6 1 0,2 6 -0,2 8,6 2,4 VNH-54 3,9 0,8 -1 0,1 7 -0,2 7,3 2,1 VNH-56A 4,2 0,6 -1 0,2 8 -0,2 8,3 2,6 BP-104 4,5 0,7 1 0,2 -5 -0,2 12,4 4,1 BP-104 REP 4,7 0,7 0,3 7 -0,2 12,6 4,1 BP-105 4,4 0,7 1 0,3 11 -0,2 12,2 3,6 BP-107 4,9 0,7 1 0,3 11 -0,2 14,3 4,6 BP-110 3,2 0,4 1 0,2 6 -0,2 6,1 1,8 BP-111 5,3 0,7 1 0,3 6 -0,2 14,5 4,7 BP-114 4,2 0,7 1 0,1 7 -0,2 10,6 3,2 BP-125 4,5 0,7 1 0,3 10 -0,2 11,9 3,9 BP-125B 4,6 0,7 1 0,3 8 -0,2 11,2 3,7 BP-125D 4.7 0,8 1 0.2 8 -0,2 12,7 4,1 BP-125H 4,5 0,7 1 0,2 8 -0,2 12,8 4,3 BP-135 3,9 0,5 1 0,3 8 -0,2 6,8 1,9 BP-139 5,2 0,7 1 0,6 10 -0,2 12,8 4,2 BP-143 4,6 0,6 -1 0,3 -5 -0,2 9,0 2,7 BP-146 4,5 0,7 1 0,5 9 -0,2 10,1 3,0 AC-200 4,1 0,6 1 0,2 -5 -0,2 10,2 3,2 AC-203 4,4 0,7 1 0,5 9 -0,2 12,6 4,2 AC-221 4,1 0,6 1 0,3 6 -0,2 8,5 2,5 AC-227 3,8 0,6 1 0,1 5 -0,2 7,2 2,0 AC-227 REP 4,1 0,6 1 0,1 6 -0,2 7,1 2,1 AC-228 4,5 0,6 1 0,3 8 -0,2 8,6 2,6 AC-229 4,2 0,6 1 0,2 8 -0,2 8,1 2,4 AC-233 3,8 0,6 1 0,3 8 -0,2 8,9 2,9 AC-236 3,7 0,5 -1 0,3 8 -0,2 6,5 2,0 Blanco -0,2 -0,1 -0,5 -0,1 -5 -0,2 -0,1 -0,1 Standard MAG1 3,7 1,2 1,9 0,4 20 -0,2 12 2,9 MAG1 CERT 3.7* 1,1 1,4 (0.59) 24* 0,34 11.9* 2.7* Standard BIR1 0,7 -0,1 -0,5 -0,1 6 -0,2 -0,1 -0,1 BIR1 CERT 0.6* 0,04 0,07 (0.01) 3 (0.02) 0,03 0,01 Standard DNC1 1,1 0,1 1,0 -0,1 8 -0,2 0,3 -0,1 DNC1 CERT 1.01* 0.098* (0.2) (0.026) 6,3 (0.02) (0.2) (0.1) Standard GXR2 6,8 0,8 1,4 0,6 706 -0,2 8,2 2,8 GXR2 CERT 8,3 0,9 1,9 1,03 690 (0.69) 8,8 2,9 Standard LKSD3 4,7 0,6 0,8 0,5 21 -0,2 11 4,4 LKSD3 CERT 4,8 0,7 (<4) 29 11,4 4,6 Standard GXR1 0,9 -0,2 164 0,4 740 1.380 2,7 35 GXR1 CERT 1,0 0,175 164 (0.39) 730 1.380 2,44 34,9 Standard SY3 12 24 3 1,5 131 0,7 1.003 650 SY3 CERT 9,70 30* 1.1* 1,50 133* (0.8) 1003* 650* NOTA: '* ' = V aloresrecom endados ' ( ) ' = Valores solo para informaciôn Todos los otros valores son propuestos Valores de elementos traza estân en partes por million. Valores negatives estân por debajo del limite de deteccion. 11-61 Anexo 11 Anexo11. RESULTADOS DE ANÀLISIS QUÎMICOS - LABORATORIO ACTLABS (Canada) Reporte 1719 RPT.XLS - CODE 4LITH0-TRACE ELEM FUS ICP/MS (WRA4B2.REV2) Blanco -0,2 -0,1 -0,5 -0,1 -5 -0,2 -0,1 -0,1 Standard MAG1 3,7 1,2 1,9 0,4 20 -0,2 12 2,9 MAG1 CERT 3.7* 1,1 1,4 (0.59) 24* 0,34 11.9* 2.7* Standard BIR1 0,7 -0,1 -0,5 -0,1 6 -0,2 -0,1 -0,1 BIR1 CERT 0.6* 0,04 0,07 (0.01) 3 (0.02) 0,03 0,01 Standard 0NC1 ■ 1,1 ■ ■0,1 1,0 T),1 8 -0,2 ■ 0,3 -0,1 DNC1 CERT 1.01* 0.098* (0.2) (0.026) 6,3 (0.02) (0.2) (0.1) Standard GXR2 6,8 0,8 1,4 0,6 706 -0,2 8,2 2,8 GXR2 CERT 8,3 0,9 1,9 1,03 690 (0.69) 8,8 2,9 Standard LKSD3 4,7 0,6 0,8 0,5 21 -0,2 11 4,4 LKSD3 CERT 4,8 0,7 (<4) 29 11,4 4,6 Standard GXR1 0,9 -0,2 164 0,4 740 1.380 2,7 35 GXR1 CERT 1,0 0,175 164 (0.39) 730 1.380 2,44 34,9 Standard SY3 12 24 3 1,5 131 0,7 1.003 650 SY3 CERT 9,70 30* 1.1* 1,50 133* (0 .8) 1003* 650* NOTA: '* ' = Valores recomendados ' ( ) ' = Valores solo para informacion Todos los otros valores son propuestos Valores de elementos traza estàn en partes por million. Valores negatives estàn por debajo del limite de deteccion. 11-62 Anexo 11 Anexo11. RESULTADOS DE ANÀLISIS QUIMICOS - LABORATORIO ACTLABS (Canada) Reporte 50090 RPT.XLS - CODE 4LITH0-TRACE ELEM FUS ICP/MS (WRA4B2.REV2) Muestra Hf Ta W Tl Pb Bi Th U ACNH209 3,8 0,6 -1 0,3 8 0,8 8,8 3,1 ACNH401 4,5 0,7 -1 0,3 21 1,0 10,5 3,3 ACNH403 3,6 0,5 -1 0,4 9 0,7 7,6 2,4 ACNH407 3,9 0,6 -1 0,6 18 2,8 10,2 3,3 ACNH411 3,2 0,5 -1 0,1 11 -0,4 5,7 1,7 ACNH412 3,6 0,5 -1 0,4 14 206,9 8,3 2,7 ACNH413 3,9 0,6 -1 0,5 33 1,6 9,4 3,1 ACNH414 4,1 0,6 -1 0,6 18 2,2 10,0 3,2 ACNH414 REP 3,9 0,6 -1 0,6 13 1,9 9,8 3,1 ACNH415 3,7 0,5 -1 0,3 8 2,8 7,8 2,5 ACNH424 4,5 0,7 -1 0,6 16 2,3 11,9 4,1 ACNH428 3,8 0,5 -1 0,4 13 1,6 9,7 3,3 ACNH429 3,6 0,5 -1 0,3 10 0,9 9,0 3,2 ACNH439 3,7 0,7 -1 0,4 12 1,5 7,8 2,6 BPNH307 3,6 0,7 -1 0,4 10 1,0 8,0 2,4 BPNH308 3.6 0,7 -1 0,3 10 2,1 7,6 2,3 BPNH330 4,2 0,6 -1 0,5 11 1,4 8,8 2,8 BPNH337 3,6 0,6 -1 0,4 14 1,3 8,6 2,7 BPNH341 4,3 0,6 -1 0,4 11 2,0 9,0 2,9 Material-Control W2 2,3 0,5 -1 0,2 10 -0,4 2,2 0,5 W2 CERT 2.56* 0,5 (0.3) (0.2) 9 (0.03) 2.2* 0,53 Material-Control WMG-1 1,4 0,3 -1 -0,1 12 4,7 1,2 0,7 WMG-1 CERT (1.3) (0.5) (1.3) (15) (1.1) (0.65) Blanco -0,2 -0,1 -1 -0,1 -5 -0,4 -0,1 -0,1 Standard MAG1 3,6 1,2 2 0,3 21 -0,4 12,6 3,0 MAG1 CERT 3.7* 1,1 1,4 (0.59) 24* 0,34 11.9* 2.7* Standard BIR1 0,6 -0,1 -1 -0,1 -5 -0,4 -0,1 -0,1 BIR1 CERT 0.6* 0,04 0,07 (0.01) 3 (0.02) 0,03 0,01 Standard DNC1 1,0 -0,1 -1 -0,1 7 -0,4 0,3 -0,1 DNC1 CERT 1.01* 0.098* (0.2) (0.026) 6,3 (0.02) (0.2) (0.1) Standard GXR2 6,6 0,8 2 0,5 111 -0,4 8,7 2,9 GXR2 CERT 8,3 0,9 1,9 1,03 690 (0.69) 8,8 2,9 Standard LKSD3 4,6 0,7 -1 0,3 -5 -0,4 11,7 4,8 LKSD3 CERT 4,8 0,7 (<4) 29 11,4 4,6 Standard-Calibracion MICA Fe 27,8 3 3 J 10 16,0 7 -0,4 178 94,5 MICA Fe CERT 26* 35* 15 16 13* 2 150* 80* Standard GXR1 0,8 -0,2 165 0,5 730 1380 2,7 34,9 GXR1 CERT 1,0 0,175 164 (0.39) 730 1.380 2,44 34,9 Standard SY3 10,5 14,9 10 1,7 94 3,7 1.000 599 SY3 CERT 9,70 30* 1.1* 1,50 133* (0.8) 1003* 650* Standard-Calibracion STM1 26,4 18,0 3 0,3 21 2,1 30,3 8,8 STM1 CERT 28* 18.6* 3.6* 0,26 17.7* 0,13 31* 9.06* Standard-Calibracion IFG1 -0,2 0,2 220 -0,1 -5 -0,4 -0,1 -0,1 IFG1 CERT 0,04 0,2 220 0,02 4 0,1 0,02 NOTA: ' * ' = Valores recomendados ' ( ) ' = Valores solo para informacion Todos los otros valores son propuestos Valores de elementos traza estàn en partes por million. Valores negatives estàn por debajo del limite de deteccion. Valores de Cu, Pb, Zn, Ni, Ag, As, Sb, W, Cr, Sn obtenidos por ICP/MS solo estàn en orden de magnitud y son proporcionados como informacion general 11-63 ANEXO 12 Correlaciones de los anâlisis qiumicos de las 22 muestras que fueron analizadas tanto en el Laboratorio de INGEOMINAS (Colombia) como en ACTLABS (Canada) Anexo 12 0.8 — 0.6 — I S 0.5 — 0 0.2 0.4 0.6 0.8 1 0 0.5 1.5 P 2 0 5 Ingeo TI20 Ingeo 18 — I I i 14 15 16 17 18 3.5 — I 3 — 8 1.5 1.5 2 2.5 3 3.5 0.14 —I 0.1 — 0.08 — ? 5 0.06 — 0.04 (i 02 0.02 0.04 0.06 0.08 0.1 0.12 0.14 MnO Ingeo 66 — 1 64 — 62 — I i 58 — 56 58 60 62 64 66 S i02 - Ingeo Anexo 12. Correlaciones de los anâlisis quimicos de las 22 muestras que fueron analizadas tanto en el Laboratorio de INGEOMINAS (Colombia) como en ACTLABS (Canada) 12-65 Anexo 12 4.5 — 3.5 — O 1.5 2.5 3.5 4.51.5 2 3 5 3 O 2 2 52 3 41 MgO Ingeo 3 —1 5 — .o 4.4 — 4.2 —2 — i 1.5 — 3.4 — 3.2 — 4 4.2 4 N a2 0 Ingeo 4.6 4.82.5 K 20 Ingeo 7.5 — I 5.5 — 4.5 — 3.5 5.5 6 6.5 7 7.53.5 4 4.5 5 Anexo 12. Correlaciones de los anâlisis quimicos de las 22 muestras que fueron analizadas tanto en el Laboratorio de INGEOMINAS (Colombia) como en ACTLABS (Canada) 12-66 ANEXO 13 Algunas andesitas y dacitas “promedio” o dpicas, definidas por diferentes autores Anexo 13 Anexo 13. Algunas andesitas “promedio” o tipicas, definidas por diferentes autores C h ay e s, 1969 (B aker, 1982) Le M aître, 1976 (sin re-calcular) Ew art, 1979 (Baker, 1979) Ew art, 1982 W ilkinson, 1986 V anek, et. al. , 1994 Le Maître, 2002 K elem en et. a l . , 2003 Andesita Asti 1873 Andesita (medio-K) Andesitas Andesitas del Andesitas Andesitas calcaocalcalina (qz < Andesitas del sur Andesita (Mg# > 60) arco cenozoicas Mundo SurAmérica SurAmérica 10, A I2 0 3 > 16.30, AN S 50» de Colombia continental n 1775 2 6 0 0 31 1 44 1 78 16 142 S iO ; 58,17 57,94 61,83 59,89 57,70 60,81 58,70 58,05 T iO : 0,80 0,87 0,86 0,95 1,04 0,67 0,88 0,79 A l ; 0 , 17,26 17,02 16,91 17,07 17,46 16,21 17,24 15,96 F e . ü , F c O 3,07 4,17 3,27 4,04 3,25 2,35 3,31 3,00 1.17 5,85 6,09 (FeOt) 3,31 4,09 6,14 (FeOt) M n O 0,14 0,09 0,12 0,13 0,12 0,14 0,12 M g O 3,23 3,33 2,83 3,25 3,44 3,89 3,37 6,56 C a O 6 9 3 6,79 5,18 5,67 6,57 6,54 6,88 7,20 N a .O 3,21 3,48 3,71 3,95 3,79 3,71 3,53 331 k . O 1,61 1,62 2 7 2 2,47 2,55 1,80 1,64 1,67 H .O H ; 0 1,24 0,83 0,34 P - ( k 0,20 0,21 0,26 0,31 0,29 0,16 0,22 C O . 0,05 Q 12,37 5,35 12,48 O r 9,60 15,06 9,70 A b 29,44 32,11 29,83 A n 26,02 23,08 26,38 I ) i 4,84 6,28 5,13 H \ 9,49 13,77 9,52 Mt 4 74 1,70 4.80 II 1.55 1,98 1.57 Ap 0,50 0 6 9 0,50 C 0,11 0,00 R b 101(18) 75,4 (95) 34 45,66 (47) C s 3(14) 2 27 (20) S r 582(16) 648 (95) 439 586,66 (48) B a 798(8) 886 (75) 952 501,74 (41) S c 20,98(41) \ 7(8) 12,2(17) 19 17,13(37) / r 178(13) 195 (40) 107 137,19(41) l i t 5,46(5) 3,56(32) N b <5(14) 7,94 (34) l a 0,85 (22) T h 3,52 4,51 (35) V 1,67 1.57 (29) P b 29.7(14) 8.45 (20) V 128(8) 125(29) 122 158,27 (19) CT 58(8) 48,4 (25) 72 326,83 (55) C o 20(13) 18,6 (42) 17(14) 31.36 (36) N i 49(14) 38,6 (51) 32 137.69 (52) C u 33(13) 40 (27) 35(14) 91,75 (8) / n l a 9 % 4 97,8 (8) 38(17) 63(14) 74,43(14) 18,89(59) C e 47(3) 66,8 (27) 37,44 (53) P r 5,38(13) N d 20,89 (42) S m 3.92 (56) l :u 1 08 (59) C.d 3.92(26) T b 0.51 (47) D y 3.09 (23) H o Tr 0,55(15) 1,63(22) Y b 2.1(3) 1,94 (27) 1,54 (57) lu 0,23 (51) 13-69 Anexo 13 Anexo 13. Algunas dacitas “promedio” o tipicas, definidas por diferentes autores Le Maître, 1976 (sin re-calcular) Ewart, 1979 (Baker, 1979) Wilkinson, 1986 Vanek, et. al., 1994 Le Maitre, 2002 Dacitas del Mundo Dacitas SurAmérica Dacita calcaocalcalina (qz> 10) Dacitas del sur de Colombia Domo lava Dacita (bajo-K) n 651 37 345 12 & 0 ; 65,01 64,49 61,49 67,31 6750 T iO j 0,58 0,74 0,75 0,43 0,59 A liO ., 15,91 16.25 17,34 15,79 16,15 F e .O j F e O 2.43 2,30 2,50 2,25 1.00 4,99 3,97 (FeOt) 2,47 233 M n O 0.09 0,08 0.11 0,07 0,09 M g O 1,78 2,23 2.71 1,87 1,81 C a O 4J2 439 606 4,16 4,38 N a^O 3T9 3,71 199 4,12 185 K ^O 2,17 3,12 1.37 2,13 0,68 H P " 0,91 - - - HvO 0,28 - - - p y o , 0,15 &22 0,18 0,14 0.15 c o , 0,06 - - - 0 22 73 13.91 30.21 O r 12,82 8.12 4,02 Ab 32,07 33,80 3255 A n 20,01 25,32 20,76 Di 0.11 297 0,00 H y 5,73 12,60 5,95 M l 3,53 1.45 3.58 11 1,09 1,42 1.12 A p 0,34 0,42 0,36 C 0,14 1,48 Rb 124(15) 40 C s <2(12) Sr 430(15) 412 B a 718(4) 1277 Y Z r 6(4) 140(12) 17 101 Nb <5(12) Th 4,03 ■ ■ U ■2,06 Pb 26,5 (12) V 107(4) 53 C r 26(4) 15 C o 12(11) 7 (12) N i 16(20) 11 C u 29(11) 10(12) Z n 97(7) 51 (12) C e 45(8) Yb 1.4(8) 13-70 ANEXO 14 Coeficientes de correlaciôn (r) calculados para cada uno de los elementos mayores, trazas y REE analizados en las lavas del CVNH ANEXO 15 Qiumica Mineral Composiciôn quimica, formula estructural y términos finales de principales fases minérales del CVNH: plagioclasas, clinopiroxenos, ortopiroxenos, anfiboles, oxidos y micas. Composiciôn quimica de matriz y microlitos Anexo 15 CO CO o CO ( /) c/3 CO CO CO CO CO CO CO o « 9 , 0O) CO < u. CO o o § o CO CO o CO CO CO o ono CO o o CO o o o (Ô < IÏ: E s u z ^ in ^ % % cn S SR CO < O 15-73 Anexo 15 CO I I Q . (N ^ CO q oO) <0 u CD CO u OC CO S 5 CO o t < £ s s 0 z ^ h T- g CO ^ < < Ô 15-74 Anexo 15 I I s 8 CO 8 8 8 S 8 8 8 8 8 s 8 o o o o o o o o o O o o CO o CO r - ^8 % U . O CM CM OOo C7) in E in in in CM CM O in ■M- 00 c - in o in CD in o CD O o 03 CM o o o O o o o o o' o' o' ? CO o' o' o' o' o' o' o' o' o' 00 o CO 8 03 CO CO CM in o o o CMM"o o 00 CM o o o o o o o o' o' o' CO o' o' o' o' o' o' o' o' o' s 8 s 8 8 8 8 s 8 8 o 8 o o' o' o C33 o' o' o' o' o' o' o' o o 5 . 8 8 I: M-' o o ? o o o o' o o o o o ' O T f O CD CM 00 CM CO CM O CO o o CM o o lo CO O 1 • o O i l ' o o o' CO o' o' o' o' in CM m CO CO o CO o o 't - 5 o » I o O ' » ' o' o o CO N o' o' o' o' o o o CO K E lO CO CO 00 lo CO CO ^ CM if) lO O)in o CO CM CO o o' o o' o' CO CO o' U. 2 00 m fO (O 5 8 8 8 S $ 8 2 g 5 o' o' o' O) (O o' o' o' o' o' 8 S o' o' o in (D 00 M" O CO N - -M- O o' os' in' o' o' O CO o o o o oT- o o o o o o o' o' o' o' o' o' o' l i s 8 CM 8 8 8 o CM O 8 S 8 8 o' o' in o' o' o' o' o' o' o' o' o' ^ o S ; ^ § 8 S S 8 S ; : S 8 8 o — g ^ o' o' o' N CO o' o' o' o' o' o' o' LL O 8 CO 8 8 § 8 8 8 8 s 8 8 8 - t n 8 o' o' o' oo' ( d o' o' o' o' o' o' o' o' o' l i l ( 0 co O CM O O in M- CO O O O O N (O O O o o o o ' t : E 'O o M" 00 CM en o CM o o CO o o en co co o ■ > o o o o o N (O o o o o co. o (O E I I 00 lO o o o CD o o >-. % S R ° T— T— O ) ^ 00 CD O O ^ CO O o o N (O o cT R co CD co co M" co co 00 M" CD CD CD CD E CM o CD lO oo 00 CD CO O O O O CD CD 8 R o o CD co CD (D O CD CD O CD CD O 9 ° s o o o r - ço ( g o o co o o o o o o ‘ " • o CM ) o o o o o o o o o CM O CO CD CD CO CD 00 O CD M" O CM CM O CD CD CO CD o CM CD CD O O O CD CO § 5 O O O in o O O CD CD O O CD Li_ CT) CM O S R RO CD Ss s s § g 8 O 88 CD CD CD 00 co o o o o CD CD O O O 9 “ R O O § R o ' o o lO (J> o E o I en M (O en CM o co ^ 05 co inQ '—> ' fV. /l- i /—' O O . co co o S s s CD I . 8 8 CD O o co co CD O O O « E en ^ T- ço CM ^ o ^ co o o . co o o o o 2 o (3 LO [ : : CD CD CD 00 CO CM CO CD CD 00 M* co CD ' ■ CD CD O 8 if ) CM (D CD CD CO o CD CD O 8 S CO CD M- CO OO CO co CD O I ^ LO CO O CÛ 8 R CD CD CD CO CD CD CSJ o o o 00 co ^ CVJ 00 c o o III o î S i l S l - O o S ç S o ô _ ( 0 < U . S S O Z ^ i - f f i ( O O Z Q . l i . O Vj- o o o Tf CÔ 2 uo o o o ' r CM QÇ O o o o 00 LO lO CD M- CM CM CD LO CD CD lO CO M" CD CD CD CD " t CO CD lO CD CD CD CM CD CD CD LO co LO LO co CM CD CD CD CM CO LO CD O CD CD " t co O LO o CD CD cm" o CD S’ ë 1 8 1 i 2 en o o o T- CM co 00 en i n o co ^ o C M T - C M O O C M C M C T ) ^ i n ' ^ o o ^ - i n c j j o T - o o o c M r ^ T - o en o o ’ o ’ ■r-' CM o ’ o N LO CM CO LO LO CO CD CD CM LO CO CO CD CD CD CO LO CD CD CD CM CD CO (N O O CD O tD' CO cNi CM r - CNj CO lo ^ o o 0> co CM o o o o o CO CM o lO co CD CD CM CO CO 00 CO LO CO CD LO O§ LO M" O O CO CD LO O Lf) CD CD CD LO CM CD CD ? LO O CD O CM O CD ^ ( D N l O l O C O l O O O k O o 2 S 2 2 2 2 t 2^ - C D O O O C D C D O O 2 i n o (D CD T-' o o lO lO CM CM co co co CM ^ o o o ^ M" ^ o o o lO CM ^ en o" o' o T- CM o (O CD CM CO CM 00 CO 00 CO LO O CD CD N LO CD M" O O CD M- CM CD LO CD CD CD CM CD CD CM co co 00 CM lO o o o> o o o o co ^ ^ o o CD CM o CD s s < < Ô 15-79 Anexo 15 CO M < IÏ: S S O Z CO i n < < Ô 15-80 Anexo 15 I oo s cco O O O C D I ^ O O O O O O O O O ^ in o o o s % o o o o o o o CM m m ir> ^ 1̂ 1̂^ o co h- mco o o o co T- irT o o o" r CM o’ o a 5 o co o E O) in I f ) CM CD O CO CD CO CM CD CD CD en CD CD O 8 s CO CD CD CD CD CM CD CD CD CD CD CD CD O CD CD CD CD O O O O CD CD O o CD O ) T f C O 0 0 ^ C M C 3 ) C O m m o o r ^ o o o o CM o o o co ■M’ CM ~ in o" o’ CD r CM CD CD CO CO CO r - O O O CD CM CD O CO CD M- O CD CD CD CD O CD CD O CD CD CD CD O CD O CD CD CD CD CD CD CO CD in 00 CD CO CD O CM N o O CD CD "4: CD CO CD CD CD CM CD o o c O ' ^ c o o ï C N j c o r ^ o OO^lOf^O ^ ^ o o o" 00 (O C ) C ) o o o o o o o' o 00 co co (N co 8 § < § l 2 § 5 § * p l w ü i a u . Ô 2 Û Z % < < o 15-81 Anexo 15 (O co co* o co 0 0 ) ^ 1 0 0 co CM < s co co < s co o co o CM o cd N v ' «o coo o co C3> 9 . 0O) co o 0 . u . co CM o o o CM o coco o co co co CM co co R io (ô < £ I s û 3 (O < < ô 15-82 Anexo 15 o oo co8 o CDCD OQ Oo CDCD O) O O8o o CD 8 o O)8o o o o CD O CD CD ( O CO I ë s o o CD 8 oo CD O O O I(Oo O) CDCDO O O CD CD CD o> OT < £ I S ÔQ. U.=) a a co(O CD CD CO 5 15-83 Anexo 15 E cd cd m CM c) cT o 00 (d o” o" o o o o o o o 1 CM ‘ j 00 o co CO CO co m 00 o o o o CO o o M- ID lO O o o o o o o o CÛ 18 o o o N h - o o o o o o o o o o o o r ^ f ^ o o o o o o o •M* o o M o o o o cd 00 co CM o O) o CD o CM o o o o cd o d o o o o d d d d ^ E G) 00 co o (j> o M" co 00 co o o o o 3 co o o o co CD o CMo o o o o o d d d cd N d d d d d d d d d O O O O C O C D O O O O O O O O O i l s ÿ S K S S üj § 5 o o a i 00 co O ) ocNi r^cvjoooo o-»— o o o o o o o" o o o’ o o o o" n 05 co co 00 c- co GO k % 8 3 ^ s % ° ° C) # § 5 5 en CM I I s X S S s . o Tf o (O CM ^ T- T— co ^ o o co CM o d d cd N- 'T- o Ç § s CD ID o o o o' M CD O o oo u CD CM u> E r^ " cd' m CM o o o 1̂ CD o o ■5 2 E i i l ‘§ l = § S § ' p S § o i 2 'ii .ü CD O) O CD CD O i i Ô < u . S S U Z ^ SS S co 15-86 Anexo 15 1 I CO o o 05 N in o o' o' o' h- o o' o' CO o CM CM CO CO M" o CM CO o o CO O i n O 1 > o o o' o' o' N K o' o' o' o' E Tf 00 in CN E K S' in CM CD CO CO3 CMM"o o CO CM o o' o' o' If) o o O O O 00 o o o E s r ^ CM CO o LO CM o o M- 00 CO o ■ • o o 00in o o o' NCO o' o' o' o' CD o o CM CO CO CM oC) o o G> CM CO O 1 1 o o o o o o CO O o o o 11 s g in CO M* G> o o oo o CO CO in o • 1 o o o s %o' o' o' N cd o' o' o' o' O O O 00 CD o O CM O 00 CD E eo' in' in CM CD O CM CO o o o' o' o' to E CO CO CO CO LO O Oo o o> M* CO CM • I O O CM o o CO CO CM O O O o o o CO o o O t - CM 00 CO LO CM Tf O O lO CO C) CO O O G) LO O C) E N 5 ' N lO CD LO CM y CO CME Tf o) CO M" CO CO CM CO O O CD CO in o • 1 o o O O o CO o o o o S O O CO G) CO CO CO % o o o N r̂ ' o o i f " o S i i î i i 5 i U s % ° S i î ~ u. O o o CO CO o CO o o> g o o CO CO o M < £ S E Ô < Ô 15-87 Anexo 15 CD (/> ( O o * o o co CD a. u. O O O O O C O I D C M C D C O O CD CD i l CD CD CD CD (Ô < £ I S O g s a 15-88 Anexo 15 o o coco coco o co coco co cooo co co co co I I o O) o co coO) co co co co «qco co oco o 9 . 0 M < i £ l s ô z ^ i =(0 oUl 00 o CD O CD O CD o CM O CD O g o' o' O O O O ) o CD CD CO 00 o O O O O § O ) o CO O h- O o _ o o O O O CD o ID co CO o CD o O O CD o o CD o CO O CD o o o o o O o o CO CM D CD CO CD o CO O CD o o CD o CO O CD o o o' o o O o o i i i i <=> o o C) 0) 0 c0 0 h - 0 0_0 0_ o o o cT ^ C) ^ o ’ ^ o o o o o> o (O o c o O ) o CO o CD o o o o o o o o o o o o CO o CD o o o o o s o o o o o o o o o o ^ T-§ s ^ O O O o O O O C O O t ^ O C D O O O m o o o o ^ .r- 00 CD ■ p CO o cj> o u - O) o CM o o o o o s s o o T f c e c M ^ ^ T - a T - m c j i o c e o h - o o o o o o c n o c e o c o o o o o o o o o o o -r-^ o o o ° o o C M o O i n C D ' t c D ' ^ O O o I ^ C D t — O o O O O O C M O I ^ O O O O o o o o o o s CO o m o o o cz> CM o h-- o o o c > o o r o o o iii o o o CO o ID ID CO CM o o f - h~ o o 00 o CD O o o o o CD o o CM o CD O g o o o o CD o o o o ' o o o o ' CM s s s § ^ T - O C O m C M C 3 r O O O C D O C M O O O O) C3 r o 0 0 o o ( 3 o ' o ' o " o ” r - o ” o o ' 15-139 Anexo 15 Si o w E I g ” S 00 CO CO g r o o o i i a % g o o o îgo ■M- s o' S CD N CD . P CD CO o 'CO O ? 5 8 8 o o o 00 T - CM CD O O O O 8 8 p % 8 8 o o if) "M" too o oo S o § o o o % : - g Oz > _ j O D! g 8 s Ï2 o :$ o § CM E ” o ° (D O in : 8 : s .te 05 g o*»: 8 ■ . - - - - 2 g o le o 5 o in ? p o % 00 m P P o o (7> h o CD ki P CO 8 o CD o o o o' o o § ° i i i 9 ^ <0 < o g % o 9 . 0 g g o ü M" ^ in CO M ^ CM T - o CD o CD o oo o CM o CD o o CD 'J- CO CD CO OO O P O .<- O Oo o CM o h- o o T-‘ O O o' T-' O o' § § 8 8 C D C 3 C D O O O O O O O O C D O C M O h - O O O O O O O CD O O T-' O CD O O o" O N ^ C O C D C D c n c 3 T - ^ f - , C O C D O O O O O O O O O o OC D O C O O C D O O O O O O o o o o .r̂ o o o" o ° o 8 8 8 o o o o o o o o o o o o o C) o r ^ C O L D C M ^ o r ^ - i ^ - Ç Mo o c o o m o o o o o o O O C O O C D O O O O O O t p r : so o CO cf> CO o CD o o o o o o o o o o o CD 3 N O en h- CMCD 00 CM C3 CD O CD cô CD C) o CD O CD LU O O o O I l l s o o o o o o o o o o O C O O o o O O O 0 C D 0 C 5 O 0 0 0 CD CO M" CD CO o CO CD O CO O CD o o o oCD O CO O CD o g g g o o o O O o o o o o CO CD o M" M ■M- CM o CO 00 O M" O CD o O o o o CD O CM O r \ o O g o o o o Q o O O o O ,o o o CO 00 M" M- CD o o CM ooo CO O CM o o o § o o oo O o CM O r~ o o o o o o CD o O O o o ' o o o CM CO o CD h- M" CM o CM CD o o CM O lO o o o o CD o o ■M- O CD o g g o o o CD o' O O o o o o CM M- 00 CO 00 CM CM CM OO o CD O O g g oCD o CM O M o g g o O O o' O o' o C3 ° o CO o o c N j o r ^ o o o o o o s ü ^ n: s I I 5-140 Anexo 15 g i g CO o ' o o g a s LL S , \r> 00 8- . 8 o 00 CM E 8 CMo o o o o' S 1Q. a s u_ § O 00 CMs o . 8O o M" 8 E 9 O o' o o O O o o 8 M" T- M Tf (M OT— O O O O ^ o o o o o C) Io o' . s 3 S a 00 CDX CO 00 M" CO CO T- o o o s s o o 3 S 8 CO CMS § O O ^ i n ç o ç o p T - o o w E '°' 8 p ? ? § g ï ? o s j o o 8 o 3 î 3 i 5 i | 5 § | ■ I ■ i l 2 «o l l î O O O O f ^ l f ) * ^ O C M o o o o o o CD O O o o o o T -’ o o o ' o o o s o o T - ' o " o § 8 8 8 ID o ID M - ■£ 8 ô m CO CO o o o o CM o 8 § § 8 8 8 8 8 o o o s c o T - c M - f r ^ M - ^ T - c ^ T - 0 0 O 0 3 O C M O O O C 3 OC D O c s j o r - o o o o . o o o ' o ' o o T - ' o o o " T— CD CO u") M" .— T—00C3T— 0 0 3 0 0 0O) o CM o M o o o o o o o ^ o o o CO T - CD CM 00 CO o o CM o ir> o o o CM o o CO CM 00 M" CD CM T- T - o CM o CO o o o o CO o CD P p ^ o o o o o o o e n T - CD CO T - CM ^ o o o I D o o o CM o h - o cô < i£ H ü z CO CD CO CD CO CD h -oo O CD O CM o § o § o o CD O CM O M P o o o o 00 o' o' O O o o o o CO o S 3 ; CM ç o oo § CO o CD o § § § § o oo CO o P o o o 00 o o o' <3 CO CM 00 CD CD CM CD5 O CD o O o o § o § o o CD O CO o P o o o o CO CM O O o o o o o CO CM O CD O CO o M" 00 CD O CD o CD o § o § o o o CD O CM o h- o o o o o 00 O o' O o o o o o c 6 h- O CD CO h~ CO o o 00 CO CD O CM o CD o § o o o o o CD O CM o N o o o o o o 00 O O O o' o o o CD o' CO CD 8 2o o CQ u. u.U _ u _ LL 15-141 Anexo 15 'T MICAS Unidad Qli Q la n Q2rc Q2ac Muestra 110 111 203 424 13 41 125h 233 Lectura 30 75 80 81 105 13 17 18 87 93 50 72 me me me Bio-C/Rx mF? me me me me me me mF? SiOz 37,28 37,86 37,38 38,04 37,12 37,03 36,15 36,92 37,49 37,85 37,18 37,79 AIzOz 14,38 13,46 13,36 13,20 13,74 13,60 13,45 13,91 13,59 13,53 14,16 13,37 FeO 10,75 11,86 12,16 11,76 11,85 10,66 11,81 11,51 11,79 11,16 11,74 11,95 MnO 0,08 0,08 0,13 0,10 0,13 0,08 0,17 0,11 0,10 0,09 0,12 0,06 MgO 17,71 16,42 16,12 16,85 16,55 17,14 16,05 16,06 16,18 16,04 16,01 16,05 CaO - 0,04 - 0,03 0,03 0,01 0,01 - - - 0,03 0,01 NazO 0,78 0,72 0,78 0,82 0,58 0,99 0,89 0,81 0,79 0,86 0,63 0,77 KzO 9,04 8,69 8,75 8,53 9,76 8,73 8,71 8,89 8,92 8,50 8,83 8,53 TiOz 4,20 5,30 3,69 3,69 5,04 4,98 4,99 4,94 5,10 4,84 5,18 4,88 CrzOz 0,03 0,03 0,02 0,03 - 0,03 0,01 - 0,02 0,04 - - NiO - 0,01 0,03 - 0,09 0,05 - - 0,05 - - - Suma 94,25 94,47 92,42 93,05 94,89 93,30 92,24 93,15 94,03 92,91 93,88 93,41 CATIONES Si 5,530 5,618 5,687 5,720 5,531 5,554 5,524 5,563 5,602 5,684 5,554 5,665 Al 2,515 2,355 2,396 2,340 2,414 2,405 2,423 2,471 2,394 2,395 2,494 2,363 Fe, 1,334 1,472 1,547 1,479 1,477 1,337 1,509 1,451 1,473 1,402 1,467 1,498 Mn 0,010 0,010 0,017 0,013 0,016 0,010 0,022 0,014 0,013 0,011 0,015 0,008 Mg 3,915 3,631 3,655 3,776 3,675 3,831 3,655 3,607 3,603 3,590 3,564 3,586 Ca 0,000 0,006 0,000 0,005 0,005 0,002 0,002 0,000 0,000 0,000 0,005 0,002 Na 0,224 0,207 0,230 0,239 0,168 0,288 0,264 0,237 0,229 0,250 0,182 0,224 K 1,711 1,645 1.698 1,637 1,855 1,670 1,698 1,709 1,701 1,629 1,683 1,631 Ti 0,469 0,591 0,422 0,417 0,565 0,562 0,573 0,560 0,573 0,547 0,582 0,550 Suma* 15,708 15,536 15,653 15,627 15,706 15,658 15,669 15,611 15,589 15,508 15,546 15,527 FÔRMULA ESTRUCTURAL* Si 5,530 5,618 5,687 5,720 5,531 5,554 5,524 5,563 5,602 5,684 5,554 5,665 Al 2,515 2,382 2,396 2,340 2,469 2,446 2,476 2,471 2,398 2,395 2,494 2,363 Fe=+ 1,334 1,472 1,547 1,479 1,477 1,337 1,509 1,451 1,473 1,402 1,467 1,498 Mn 0,010 0,010 0,017 0,013 0,016 0,010 0,022 0,014 0,013 0,011 0,015 0,008 Mg 3,915 3,631 3,655 3,776 3,675 3,831 3,655 3,607 3,603 3,590 3,564 3,586 Ca 0,000 0,006 0,000 0,005 0,005 0,002 0,002 0,000 0,000 0,000 0,005 0,002 Na 0,224 0,207 0,230 0,239 0,168 0,288 0,264 0,237 0,229 0,250 0,182 0,224 K 1,711 1,645 1,698 1,637 1,855 1,670 1,698 1,709 1,701 1,629 1,683 1,631 Ti 0,469 0,591 0,422 0,417 0,565 0,562 0,573 0,560 0,573 0,547 0,582 0,550 Sum a* 15,708 15,563 15,653 15,627 15,761 15,700 15,723 15,611 15,592 15,508 15,546 15,527 TÉRMINOS FINALES % Annita (Ann) 25 29 30 28 29 26 29 29 29 28 29 29 % Flogopita (Phi) 75 71 70 72 71 74 71 71 71 72 71 71 AI''' 2,47 2,38 2,31 2,28 2,47 2,45 2,48 2,44 2,40 2,32 2,45 2,33 Fe '*/(Fe '" + Mg) 0,25 0,29 0,30 0,28 0,29 0,26 0,29 0,29 0,29 0,28 0,29 0,29 Mg* 68,48 63,77 64,98 66,57 64,29 66,86 63,70 64,21 63,78 64,82 63,50 63,64 Ti* 8,20 10,39 7,51 7,36 9,88 9,80 9,99 9,97 10,14 9,87 10,37 9,77 Fe* 23,33 25,85 27,51 26,07 25,83 23,34 26,30 25,82 26,08 25,31 26,13 26,59 * = Fôrmula estructural calculada a 22 oxigenos (O ) y 16 cationes. Todo el Fe como Fe 15-142 Anexo 15 O g g CO s — ■M- o o' CM IT) o o I P ” | s s o o o o 1Ï5 CM uf ° p p g § g CO CM r < r < r < •M* CO O O O 5 00 R ^ o CM in o ; g O O O O CM m O « s ? o CM in o o (0 o o CM - CD y CM M'h- CM CO d CD O .9 CDM- Tj- o m 0 0 o O) O O O O T f t ^ O O O ^ I je ? o o o o CM ID O 2 <0 . f 1 l î i l l s I S g o i z o pT-‘ CD % o o o CO r~ CD M- O)o 00 1^ CO o ■ ■<*•' -M-" o CM COo o o o i p s <5 te $2 o I ----------- o o o CM CD o o CO CO CO ^ CD CMo o lO CO h- CM o ’ o" o CM if) O I I F k 5 rJ r-T ■M- CO O O O g ° o o o o CO lO o s m o o o o CM ID o 8 8 8 s 8 P § O O o ' o CD O ÇO ÇM CD 00 CO 00 00 CO Tf1- ^ ̂ 00 CM o o CM lO o CD CD CM CM c o CD CM O O ■M" O o O O O O O M' r~ o O (3> CO CM lO mo CO CM CM lO O r i n r s h i i s CD' Ô 8 P S 00 ô e . T I r “ S CJ ______ 8 R 1 1 8 en ID -N. CO o (T 8 co M" ,-M. 00 o tr N- CD fN N o û: 8 CD M" .=r- 00 o q: g - . 1r- CD 2 i r 8 = ÛC s i i 15-143 Anexo 15 m fsi Tj- CO p p Tf CM (O ID h - lO O ^ CM O O T f u i CM O o 5 « g g ^ T t CD O T- (O O) M" o O) p p r - O" O r CM T f O Sc6 in Is u E >.ra c 1 t s 4 S Ri o o c o m c o o o o 6 S M" CO 00 O N CO O U ) O < 3 i f ) i n CO o o O O O O CO M- o o s a i l l i - 5 : 6 p p o h- CM CD CM T - 0 0 CO O CO O lO CO CO lO CM O O O O ^ lO O g â O CO ^ ^ CM CO O if> CM 0> ( 3 O CO UO CM s l ü - ü CD CM 6 00 ^ W H - P C CD ID ü ID CM 0 - 0 0 o ' o ' O CD O O O 6 p 00 g* s. p p— oo c ID 0 0 O CD T- o 0 0 0 0 CO CM o CO CM N CM CO 1 O T-"' < 3 O c d < 3 o S 0> CM ^ r» à CO S CM CO N CO Q . < 3 lO o O £8 ' 8 O < 3 M i n O o è a> lO o N < 3 o lO CM g . o O ) < 3 0 0 CO O s CM o O O c d c d c d à CM O ) CM CO h - M lO CD CM Q . O CO in lO CM O c 5 CD CO O CM in ■M* O o 1 1 1 m m h ï î o o o CD ID CM o O T f I - CM CD O O o ' o ' O X o I - O O C M C D I D C D - I - P P c D O l D C O r - T - T - P ° CM CD O M-' ID CM CD O O O T- M- CD O O P - 5 R % •M- r CD CD p p Tf CD O T-' CM Tf CD i S O O CO m CM O o CO 0 0 h - h - ^ o ^ CO ^ CO o CO in CO (3 s CO s z c d c d O O O O C 0 M “ O o n t f) CM m CD CO ( 3 T- ( O 0 0 o o T-' (d ^ o ’ 1 5 o o o o M - ID o 00 o o o CD ID CM o Tf O O OO ^ CD CD CD CD N O O M" M- CD O CD3 CD CD ID CM CO M" CO o 0 0 M* N CO O M- O LO in M" M- o O o o M LO O < 3 O CO o 00 CO 00 o CM — O) o 00 M- CM O O o c d c d c d O CM S p CM 8 p O CM in o q o o o ° . o o ~ oQ _£>' a>C/) < U. o: 15-144 ANEXO 16 Anàlisis de Relaciones Isotépicas «’Sr/^Sry '«Nd/''“Nd Anexo 16 Anexo 16. Anàlisis de Relaciones Isotépicas ^^Sr/^^Sr y : N d / * N d Segün el Informe de Resultados del CAI de Geocronologia y Geoquimica Isotôpica de UCM: Tratamiento analitico: La disoluciôn qui'mica de las muestras se realizô en micro-reactores de Teflon con 6ml de HF y 2ml HNO3, en estufa a 120°C durante 48h. Seguidamente, se llevaron a sequedad en plaça calentadora a aproximadamente 100®C. A continuaciôn les fueron anadidos 2ml de HNO3, concentrado y, nuevamente, llevados a sequedad, para eliminar los restes de fluorures que puedan quedar en el residue. Una vez secas las muestras se les anadieron 8ml de MCI 6N destilado en cuarzo, y se sometieron a una temperatura de 120°C en estufa durante 12h, llevândose a sequedad después de este tiempo. El residue se récupéra en 2ml de MCI 2.5N destilado y valorado, procediéndose a su centrifugaciôn durante 10 minutes a 4000 r.p.m., quedando preparadas las muestras para el posterior proceso cromatogràfico. La separaciôn del estroncio (Sr) y las Tierras Raras (REE) se realize en columnas cromatogrâficas de intercambio catiônico, con résina DOWEX AG-50x12, 200-400 mesh de tamano de malla, utilizando MCI 2.5N destilado y valorado, como eluyente. La fracciôn en la que se concentra el Sr (determinada en protocoles de calibraciôn previos), se recoge, y se Neva a sequedad para su posterior anàlisis en el Espectrômetro de Masas (TIMS). La fracciôn de Tierras Raras recogida, se évapora y redisuelve en 2ml MCI 0.2N, procediéndose a su paso por unas nuevas columnas cromatogrâficas, utilizando para elle una résina denominada HEDHP y que tiene como grupo funcional el âcido di-2-etilhexilortofosfôrico. Una vez recogido el Nd, se lleva igualmente a sequedad, para su posterior medida en el TIMS. Condiciones de medida: Las muestras de Sr se cargaron sobre un ünico filamento de Tântalo junto con 1pl de âcido fosfôrico 1M, mientras que las muestras de Nd se cargaron disueltas en Ip l de âcido fosfôrico 0.05M utilizando una disposiciôn de filamentos triple (Tântalo-Renio-Tântalo). Todas las muestras fueron medidas en un Espectrômetro de masas Micromass VG-Sector 54 (TIMS), con 5 cajas de Faraday, mediante el sistema de medida denominado multicolecciôn dinâmica. Las medidas para ®̂ Sr/®®Sr han sido corregidas de posibles interferencias de ®^Rb, y normalizadas respecte al valor ®̂ Sr/®®Sr = 0.1194, para la posible fraccionaciôn de masas. Las medidas para Nd han sido, igualmente, corregidas para interferencias de ^"^Ce y ’“‘^Sm y normalizadas respecte al valor ‘̂‘®Nd/ ̂ "Nd = 0.7219, igualmente para la posible fraccionaciôn de masas. Durante el anàlisis de las muestras se midieron diverses estândar isotôpicos: para el Sr, el NBS-987 obteniéndose un valor medio (n=11) de ®̂ Sr/®®Sr = 0.710163 ± 0.00005 (2a) para el Nd se utilizô el estândar isotôpico denominado LaJolla con un valor medio (n=9) de ^"^Nd/""Nd = 0.511847 ± 0.00001 (2a). Coincidiendo todos elles con los obtenidos en este laboratorio en los ultimes anos, con valores de ®̂ Sr/®®Sr = 0.710250 ± 0.00005 (2a, n=640) y ’"®Nd/'""Nd = 0.511853 ± 0.00003 (2 a, n=85). Los errores analiticos estân referides a dos desviaciones estândar, y son 1% en la relaciôn ®̂ Rb/®®Sr, 0.01% en la relaciôn ®̂ Sr/®®Sr, 0.1% en la relaciôn ^"^Sm/ Resultados: ^""Nd, y 0.006% ^"^Nd/""'Nd. S am ple Rb ppm S r ppm R b/S r ®^Rb/®®Sr ®^Sr/®®Sr erro r BP-105 67 876 0,0765 0,2212 0,704167 5 AC-203 77 706 0,1091 0,3154 0,704160 6 401 55 855 0,0643 0,1861 0,704140 6 407 67 882 0,076 0,2197 0,704218 6 307 44 643 0,0684 0,1979 0,704171 6 S am ple Sm Nd Sm /N d ’ "^Sm/’ ""Nd ^"®Nd/’ ""Nd e rro r BP-105 4,4 23,6 0,1864 0,1127 0,512809 3 AC-203 3,6 20,1 0,1791 0,1083 0,512788 3 401 4,8 26,6 0,1805 0,1091 0,512794 3 407 3,9 24,6 0,1585 0,0958 0,512823 5 307 4,2 22,8 0,1842 0,1114 0,512833 3 16-145 Esta tesis fue terminpda, contra vientoy marea, inclnso a pesamdelapropia autora, no solo como tributo defîdelidad, constancia, paciencia, fompromiso.Jnclnso terquedad y teaaddad...rii como una simple muestra de gratitud...sino también por amor a impadrey tma madré que lo dieron todo a cambio de nada..ni siquiera el éxito de sus hijos.