Printer Friendly

Petrogenesis de venas de cuarzo y cianita en rocas metapeliticas de la formacion Silgara, region central del macizo de Santander en los Andes colombianos.

Petrogenesis of quartz-kyanite veins in metapelitic rocks of the Silgara Formation, central Santander Massif (Colombian Andes)

Introduccion

Las venas de cuarzo con presencia de polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] ha sido reportada en terrenos metamorficos regionales (e.g., Yardley, et al., 1980; Stout, et al., 1986; Lang and Dunn, 1990; Nabelek, 1997; Whitney and Dilek, 2000; Widmer and Thompson, 2001; McLelland, et al., 2002; Putlitz, et al., 2002; Larson and Sharp, 2003; Sepahi, et al., 2004; Beitter, et al., 2008; Bucholz and Ague, 2010) y aureolas de contacto (e.g., Spear, 1982; Cesare, 1994; Okuyama Kusunose, 1994; Larson and Sharp, 2003; Sepahi, et al., 2004). La presencia de polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] brinda valiosa informacion con relacion a las condiciones de movilizacion de Si[O.sub.2] y [Al.sub.2][O.sub.3] por fluidos en condiciones de deformacion ductil y pueden suministrar evidencias acerca de las condiciones de PT de metamorfismo, la(s) fuente(s) mas probable(s) de fluidos, y los mecanismos de formacion de venas (e.g., Widmer and Thompson, 2001; Sepahi, et al., 2004). La determinacion de la movilidad del Al durante el metamorfismo regional y la interaccion fluido-roca han sido objeto de estudio en la literatura (e.g., Carmichael, 1969; Thompson, 1975; Grant, 1986; Verdes, et al., 1992; Lentz and Gregoire, 1995; Beitter, et al., 2008). Entre los primeros estudios, se destaca el trabajo de Carmichael (1969), el cual considera que el Al es generalmente relativamente inmovil con relacion a otros elementos, tales como Na, K, Ca, Mg y Fe, durante la interaccion fluido-roca (e.g., Verdes, et al., 1992). Sin embargo, la ocurrencia de polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] en venas de cuarzo y rocas alteradas adyacentes a estas venas revela algun grado de movilidad del Al durante el metamorfismo (e.g., Ague, 1995; Whitney and Dilek, 2000; Widmer and Thompson, 2001; Putlitz, et al., 2002; Larson and Sharp, 2003; Sepahi, et al., 2004; Allaz, et al., 2005; Beitter, et al., 2008). Por lo tanto, la movilidad del Al ha sido extensamente usada como una constante de referencia en estudios de transferencia de masa durante el metamorfismo regional (e.g., Thompson, 1975; Grant, 1986) y alteracion hidrotermal (Lentz and Gregoire, 1995). No obstante, el relativo enriquecimiento en polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] observados en las venas de cuarzo, con relacion a la abundancia de cuarzo y otros silicatos u oxidos es un asunto aun incierto (Beitter, et al., 2008). Aqui enfocamos nuestra atencion sobre la extrana ocurrencia de venas de cuarzo con cianita (KyQVs) en las rocas metapeliticas de la Formacion Silgara que afloran en la region central del Macizo de Santander (RCMS) y su significado petrogenetico. Garcia, et al. (2005) reportan la ocurrencia de polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] en diferentes localidades de esta region, aunque sin establecer su relacion con la presencia de KyQVs. Caviedes y Gomez (2006) llevan a cabo un estudio petrologico de las KyQVs, estableciendo parametros con relacion a la formacion de cianita en estas venas en una banda de cizallamiento. El objetivo del presente estudio es describir la ocurrencia de KyQVs en rocas metapeliticas de la zona de la estaurolitacianita de la Formacion Silgara que afloran en la RCMS, discutir su formacion y sus implicaciones petrogeneticas.

Antecedentes y contexto geologico regional

Las rocas metamorficas del basamento del MS (Figura 1) han sido agrupadas principalmente en las siguientes unidades litologicas: Complejo Neis de Bucaramanga, Esquistos del Silgara (sensu lato, s.l.) y Ortogneis

(Ward, et al., 1973; Clavijo, 1994). Recientemente, Mantilla, et al. (2016), subdividen la unidad Esquistos del Silgara (s.l.) en: Esquistos del Silgara (sensu stricto; s.s.), Esquistos del Chicamocha y Filitas de San Pedro. Todas estas litologias se consideran de edad pre-Devonico, debido a que el registro sedimentario mas antiguo del MS contiene fosiles de esta edad y es observado cubriendo localmente las unidades metamorficas referidas (Boinet, et al., 1985). Estudios geocronologicos recientes realizados en el MS, han permitido establecer que la unidad Neis del Bucaramanga tiene una maxima edad estratigrafica del Meso-Proterozoico (edad de depositacion entre 1200-1300 Ma; segun edades U-Pb en zircones detriticos), y ha sido afectada por eventos metamorficos que guardan relacion temporal con los reportados para el cinturon orogenico Grenvilliano que afecto al margen Este de Laurentia, a finales del Meso-Proterozoico y comienzos del Neo-Proterozoico (entre ~1100 y ~980 Ma; Cordani, et al., 2005). La unidad Esquistos del Silgara (s.s.) se considera tiene una maxima edad estratigrafica del Neo-Proterozoico (maxima edad de depositacion de ~900 Ma), segun edades U-Pb de los zircones detriticos mas jovenes presentes en sus litologias siliciclasticas. Por otro lado, la unidad Esquistos del Chicamocha se considera tiene una maxima edad de depositacion del Cambrico Medio (~500 Ma). El maximo pico de metamorfico que afecto a estas dos unidades metamorficas (Esquistos del Silgara s.s. y del Chicamocha), se considera tuvo lugar durante el evento principal de la Orogenia Fammatiniana (localmente denominada QuetameCaparonensis; Ordovicico Temprano; 480-470 Ma). Con el desarrollo de la orogenia Fammatinina (evento orogenico principal), se relaciona el emplazamiento de granitoides sin-tectonicos (de edades entre 480-472 Ma), los cuales hacen parte de la denominada unidad metamorfica Ortoneis (Restrepo-Pace and Cediel, 2010; Mantilla, et al., 2012; Van der Lilej, et al., 2016). La unidad Filitas de San Pedro representa la unidad metamorfica mas joven reconocida en el MS. Su maxima edad estratigrafica se considera Ordovicico Tardio (segun edades U-Pb de los zircones detriticos mas jovenes presentes en sus litologias siliciclasticas, >450 Ma). El metamorfismo que afecto a esta unidad no ha sido determinado por metodos geocronologicos. No obstante, considerando (1) la presencia de unidades graniticas con moscovita ignea y granate ocasional en el MS (rocas ligeramente peraluminicas de la serie calco-alcalina alta en potasio, agrupadas dentro de la unidad ignea Granito de Durania), de edad Silurico Temprano (~442 Ma; segun dataciones U-Pb en circones reportads por Botello, et al., 2014), (2) el contexto de emplazamiento sugerido por Botello, et al. (2014) para esta unidad ignea (mediante pulsos magmaticos generados durante un evento progresivamente cada vez mas compresivo), y (3) la existencia de rocas sedimentarias del Devonico cubriendo estas litologias, es posible sugerir que el ultimo evento de metamorfismo regional que afecto al MS, debio tener lugar principalmente durante el periodo comprendido principalmente entre finales del Ordovicico y Silurico (Van der Lilej, et al., 2016; Mantilla, et al., 2016). Este evento tectono-termal, el cual dio lugar a litologias de mas bajo grado de metamorfismo (e.g., fillitas y meta-sedimentitas), se relaciona con otro evento de metamorfismo regional, el cual ha sido denominado como evento orogenico Fammatiniano Menor (Mantilla et al., 2016). Un evento tectono-termal mas reciente que el Fammatiniano ya referido para el MS, al parecer tuvo lugar durante el Paleozoico Tardio (Silva, et al., 2004). Sin embargo, este evento no se acompano de fenomenos propios de un metamorfismo regional, sino que genero localmente procesos de metamorfismo dinamo-termico. Las litologias metamorficas que contienen las venas de cuarzo-cianita (KyQVs) objeto del presente estudio, han sido agrupadas como parte de la Formacion Silgara (s.l.; siguiendo el sentido original de Ward, et al., 1973). No obstante, considerando la reciente propuesta de escision para esta unidad (Mantilla, et al., 2016), es posible sugerir que las KyQVs se hospeden en la unidad Esquistos del Chicamocha. Sin embargo, debido a la falta de una mayor densidad de datos geocronologicos (y teniendo en cuenta que el maximo pico de metamorfismo para estas dos unidades referidas es el evento orogenico principal Fammatiniano, en adelante se hara referencia a las litologias hospedadoras de las KyQVs como Formacion Silgara (s.l. Con base en las localidades donde afloran las rocas metamorficas del basamento del MS, en este se reconocen varias franjas de rocas metamorficas, tales como las franjas Piedecuesta-Aratoca, Pamplona Chitaga y Berlin-Silos-Mutiscua, entre otras (Ward, et al., 1973; Royero y Clavijo, 1994). La secuencia de rocas metamorficas de la Formacion Silgara (s.l.), aflorante en la franja Berlin-Silos-Mutiscua, esta limitada al oeste con la unidad Ortoneis, en contacto onduloso e irregular; al este con la Falla de Mutiscua, la cual pone en contacto a la Formacion Silgara con la Formacion Floresta (unidad sedimentaria mas antigua del MS, de edad Devonico), y al sureste con la Falla de Socota, la cual pone en contacto a la Formacion Silgara con rocas sedimentarias de ambiente marino de edad Cretacica. Hasta la fecha, la unica franja de rocas metamorficas del MS en la cual se han observado las KyQVs, corresponde a la franja Berlin-Silos-Mutiscua, la cual se localiza en la region central del MS (RCMS). Alli afloran rocas metapeliticas (esquistos micaceos con granate, estaurolita y cianita, con subordinado feldespato potasico y plagioclasa). Estas rocas son la litologia huesped de las KyQVs. Estudios previos sobre las condiciones del evento metamorfico principal que ha afectado a estas rocas en la RCMS (e.g., Castellanos, 2001; Castellanos, et al., 2004, 2008; Garcia, et al., 2005), revelan que este tuvo lugar en condiciones de presion intermedia y alta temperatura (metamorfismo tipo Barroviense). Apoyados en el esquema zonal (segun presencia de minerales metamorficos indices) propuesto por otros autores (e.g., Ward, et al., 1970; Garcia, et al., 2005), el area donde afloran las KyQVs, se proyecta en la zona metamorfica de la estaurolita-cianita, en donde las condiciones maximas de presion y temperatura alcanzadas, estan en el rango de 6.1-8.5 kbar y 616-784[grados]C (Garcia, et al., 2005). La trayectoria de PT en sentido horario para estas rocas, sugieren el desarrollo de un evento colisional, con engrosamiento cortical durante las primeras etapas de la colision, seguido de una exhumacion, resultando en una descompresion acompanada por calentamiento (Garcia, et al., 2005). Asociado a este ultimo evento (descompresion y calentamiento por adelgazamiento cortical), se relaciona la formacion de porfidoblastos de andalucita y cordierita en algunos sectores de la RCMS. No obstante, no se descarta que algunos de estos minerales se relacionen con procesos propios de un metamorfismo de contacto, temporalmente coincidentes con el emplazamiento de cuerpos igneos propios de los eventos magmaticos del Paleozoico o Mesozoico (?).

Muestreo de campo y tecnicas analiticas

Las muestras de KyQVs se recolectaron durante el desarrollo de varios trabajos de campo realizados en los alrededores del municipio de Mutiscua (Norte de Santander) con estudiantes de la Escuela de Geologia de la Universidad Industrial de Santander. La estrategia de muestreo consistio en tomar las KyQVs en diferentes afloramientos. Las muestras fueron caracterizadas inicialmente por estereomicroscopia, utilizando un equipo ZEISS modelo Stemi DV4, con el fin de determinar los rasgos a escala macroscopica de las KyQVs. El analisis petrografico se llevo a cabo utilizando un microscopio de polarizacion trinocular Olympus BX-51, con sistema de fotomicrografia Nikon de alta resolucion de 5.5 MegaPixeles y con software Nikon NIS-Elements de la Universidad de Pamplona, con el fin de observar los rasgos texturales y microestructurales. Las abreviaturas de los minerales utilizadas, son las propuestas por Kretz (1983). La cianita y las fases minerales asociadas en las venas hidrotermales se analizaron tambien por microscopia electronica de barrido (SEM), utilizando un equipo QUANTA FEG 650 marca FEI, bajo las siguientes condiciones analiticas: aumento = 120-10000x, HFW = 4.97-5.97.0 [micron]m and 1.99-2.49 mm, HV = 20 kV, WD = 10.0-11.3, senal = BSE y Z Cont, detector = BSED, detector EDS EDAX APOLO X con resolucion de 126.1 eV (en. Mn Ka).

Resultados

Relaciones litologicas. Las rocas metamorficas de la Formacion Silgara (referida tambien en la literatura como unidad Esquistos del Silgara o Unidad Esquistos del Silgara s.l.) en la RCMS presentan actitudes espaciales variables (al sur, los rumbos son NE, con buzamientos NW; al norte, los rumbos son NW, con buzamientos NE), y muestran evidencias que reflejan que han sido afectadas por multiples deformaciones. Estas rocas metamorficas estan representadas principalmente por rocas metapeliticas, las cuales presentan delgadas intercalaciones de metabasitas y rocas matacarbonatadas y calcosilicatadas. Las rocas metapeliticas en la zona de la estaurolita-cianita incluyen esquistos micaceos, esquistos granatiferos, esquistos con granate + estaurolita ([+ o -] cianita [+ o -] andalucita [+ o -] silimanita), y cuarcitas micaceas. Las KyQVs se encuentran hospedadas en esquistos micaceos con granate + estaurolita [+ o -] cianita. Las venas de cuarzo son esencialmente monominerales, aunque en algunos casos presentan cianita + cuarzo. Los contactos con las rocas encajantes son netos, aunque en algunos sectores se observa una delgada zona de transicion (hasta de 1 cm de espesor) entre las KyQVs y las rocas encajantes, dentro de la cual es comun observar enriquecimiento en muscovita o biotita, dependiendo del tipo de mica predominante en las rocas encajantes. Las KyQVs presentan espesores aproximadamente desde 1 cm hasta 1 m, y se caracterizan por estar boudinadas (discontinuas) y formar lentes asimetricos concordantes con la foliacion metamorfica de las rocas encajantes. No obstante, otras pueden seguirse a escala de afloramiento hasta por varios metros. A escala de afloramiento, las venas estan aisladas y no forman redes o enjambres de venas interconectadas. La cianita es encontrada, particularmente en y alrededor de venas de cuarzo. Este mineral excepcionalmente desarrolla agregados de cristales de hasta de 3.5 cm de longitud, de color azul claro ligeramente verdoso. En algunos casos, la cianita parece haber nucleado hacia el contacto con la roca encajante, en donde la cianita ha crecido paralelo a las paredes de las venas, aunque es mas comun observar la cianita en cristales orientados al azar completamente contenidos en las venas de cuarzo. Aunque las venas de cuarzo estan distribuidas a traves de toda el area de estudio, las KyQVs al parecer se encuentran solo dentro de esquistos micaceos aluminicos. Las figuras 2 y 3 ilustran ejemplos de la ocurrencia de este tipo de venas en esquistos micaceos de la Formacion Silgara.

En general, los cristales azules de cianita de dimensiones centimetricas exhiben su eje c mas desarrollado paralelo al borde de las venas de cuarzo, aunque dentro de esta presentan una orientacion al azar (Figura 4), similar a lo reportado por Allaz, et al. (2005), quienes consideran que los cristales de cianita orientados de forma paralela a la lineacion mineral de las rocas encajantes, indican un crecimiento progresivo durante la apertura de la vena, mientras que los cristales de cianita que exhiben una orientacion al azar, sugieren un crecimiento sin un control de esfuerzos significativo.

No existe evidencia de la existencia de andalucita o silimanita en estas venas o rellenando fracturas en cianita. No obstante, en una muestra recolectada "ex situ" se observa un intercrecimiento entre los tres polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5], con un predominio de la cianita, la cual ha sido parcialmente reemplazada por muscovita. La Figura 1S, https://www. raccefyn.co/index.php/raccefyn/article/downloadSuppFile/ 385/1918, ilustra la ocurrencia de intercrecimientos de cianita con muscovita, asi como las relaciones texturales entre los polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5].

Petrografia

Petrografia de la roca encajante. La roca encajante de las KyQVs esta representada por esquistos peliticos de la Formacion Silgara, los cuales presentan una estructura esquistosa bien definida con orientacion preferencial de los constituyentes micaceos (biotita y muscovita), y se caracterizan por presentar una textura basicamente porfidoblastica con matriz granolepidoblastica. Estas rocas revelan un metamorfismo retrogrado, el cual promueve procesos de hidratacion (y consecuentemente tambien alteraciones hidrotermales), tales como reemplazamiento parcial de granate, biotita y estaurolita por clorita, y plagioclasa y estaurolita por sericita (Castellanos, et al., 2008). La petrografia y quimica mineral de las rocas metapeliticas de la Formacion Silgara ha sido reportada en los trabajos previos (e.g., Campos, 1999; Castellanos, 2001; Castellanos, et al., 2004, 2008; Garcia, et al., 2005). Con base en la informacion de estos estudios previos y los resultados de este trabajo, discutimos los rasgos composicionales y texturales de estas rocas, los cuales son de gran importancia para el entendimiento de las condiciones y mecanismos de formacion de venas hidrotermales y su relacion con las rocas encajantes. Las venas de cuarzo son comunes en la Formacion Silgara y algunas contienen cristales de cianita. Los esquistos estan compuestos por cuarzo, estaurolita, granate, biotita, muscovita, plagioclasa, grafito y turmalina. El granate generalmente ocurre como porfidoblastos tipicamente de grano fino, especialmente en dominios ricos en cuarzo (esquistos siliceos de Castellanos, 2001), los cuales exhiben zonacion sectorial textural y quimica (Castellanos, et al., 2008). No obstante, este mineral ocurre tambien como cristales euhedrales parcialmente incluidos en estaurolita o como relictos corroidos dentro de este mineral. Numerosos porfidoblastos de estaurolita euhedral de hasta 8 mm de longitud orientados al azar comunmente exhiben nucleos con abundantes inclusiones orientadas de cuarzo e ilmenita, principalmente, y grafito, con bordes libres de inclusiones. Los patrones de inclusiones pueden ser rectos o sigmoidales y representan la fabrica mas antigua identificada, la cual generalmente es discordante con la fabrica externa de la roca, sugiriendo que la estaurolita crecio inter-cinematicamente entre la segunda fase de deformacion y la ultima. En algunos casos tambien es posible observar porfidoblastos de estaurolita con inclusiones orientadas al azar, desarrollando maclas cruciformes. Relictos corroidos de estaurolita son preservados en muscovita, de manera que el crecimiento de esta ultima claramente seria posterior al crecimiento de la estaurolita, aunque la muscovita es reemplazada por silimanita fibrolitica antes de la eliminacion final de la estaurolita, la cual en algunos casos es parcialmente reemplazada por clorita y muscovita. Al parecer la estaurolita crecio un tiempo despues que el granate en estas rocas cuando estas habian alcanzado una temperatura mas alta. La figura 2S, https://www.raccefyn.co/index.php/raccefyn/ article/downloadSuppFile/385/1919, ilustra algunos rasgos texturales observados no solo entre las rocas encajantes con venas de cuarzo (Figuras 2Sa-2Sd) sino tambien en el contacto entre las rocas encajantes y las KyQVs (Figuras 2Se-2Sl). Las figuras 2Sa y 2Sb muestran un esquisto micaceo grafitoso con granate. El granate presenta numerosas inclusiones de cuarzo con un patron sigmoidal y esta envuelto por la matriz micacea desarrollando sombras de presion. Las figuras 2Sc y 2Sd ilustran un esquisto micaceo grafitoso con granate y estaurolita con esquistosidad de crenulacion. El granate representa una variedad de tipo textural sector zonado y la estaurolita presenta un caracter poiquiloblastico con numerosas inclusiones de cuarzo, grafito e ilmenita. Cristales de biotita parcialmente alterados forman dominios lepidoblasticos que separan los agregados granoblasticos de cuarzo en la roca encajante (Figuras 2Se y 2Sf). Las figuras 2Sg y 2Sh ilustran la ocurrencia de un esquisto cuarzofeldespatico, en el que se destaca la intensa alteracion hidrotermal de la plagioclasa a sericita. En las figuras 2Si y 2Sj se observa la ocurrencia de cristales de cianita dispuestos de manera paralela a la foliacion de un esquisto micaceo con granate. Un intercrecimiento de cianita + cuarzo + plagioclasa se observa en las Figuras 2Sk y 2Sl. Observese la intensa alteracion de la plagioclasa a sericita.

Petrografia de las KyQVs. La mineralogia de las KyQVs muestra algunas variaciones, aunque generalmente es el cuarzo el mineral dominante. La gran parte de las venas estan compuestas de 70-90% de cuarzo, 0-25% de plagioclasa (XAn ~ 0.34), 1-10% de cianita y 0-2% de muscovita. La cianita en estas venas puede variar en abundancia (1-10%). Aunque como se menciono previamente la muestra recolectada "ex situ" representa una vena compuesta casi en su totalidad por cianita, con andalusita y silimanita fibrolitica, y cuarzo en poca cantidad. Estas venas presentan ademas pocos oxidos (ilmenita) que generalmente ocurren dentro de las fracturas de las KyQVs. El cuarzo generalmente no muestra extincion ondulosa (evidencia de la ausencia de deformaciones ductiles intracristalinas posteriores a su nucleacion). La cianita puede observarse completamente inalterada, aunque comunmente exhibe bordes de alteracion a sericita o reemplazamiento en sus bordes y traza de exfoliacion por muscovita. La figura 3S, https://www.raccefyn.co/index. php/raccefyn/article/downloadSuppFile/3 85/1920, ilustra algunos rasgos texturales observados en las KyQVs. Las figuras 3Sa y 3Sb ilustran el desarrollo poiquiloblastico de cianita alrededor de cuarzo. El contacto entre un esquisto biotitico cuarzoso con una vena de cuarzo se ilustra en las figuras 3Sc y 3Sd. Observese la biotita paralela a la esquistosidad principal de la roca. La cianita en las venas de cuarzo muestra dos rasgos distintivos; zonacion de colores de absorcion (Figuras 3Se y 3Sf) y deformacion (pliegues tipo "kink") de la traza de exfoliacion (Figuras 3Sg y 3Sh) en cristales individuales, caso similar a lo reportado por Ryan (2010). Beane and Field (2007) mapearon cristales individuales de cianita deformados mediante difraccion de electrones retrodispersados para determinar el efecto de la deformacion en la estructura cristalina. En el contacto entre las KyQVs y las rocas encajantes no se observan cambios mineralogicos y/o composicionales drasticos que reflejen una intensa interaccion fluido-roca, excepto una delgada zona de transicion en la que ocurre un enriquecimiento de muscovita y biotita.

La figura 4S, https://www.raccefyn.co/index.php/ raccefyn/article/downloadSuppFile/385/1921, ilustra algunas relaciones texturales observadas entre los polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5]. La cianita ocurre como cristales subidioblasticos de alto relieve, exfoliacion bien desarrollada y marcada, y particion basal perpendicular al clivaje que genera un aspecto fragmentado. La cianita se presenta en cristales orientados al azar, rodeando estaurolita en dominios ricos en cuarzo, indicando un crecimiento post-cinematico. Sin embargo, en dominios micaceos ocurre junto con muscovita y biotita, presentandose en cristales debilmente alineados que crecieron durante la formacion de la fabrica dominante de la roca. La cianita generalmente exhibe bordes de reaccion de sericita, los cuales han nucleado entre cianita y cuarzo, desarrollandose tambien pseudomorfos de sericita a partir de cianita. Tambien es comun encontrar cianita como relictos en muscovita. En otros casos, la cianita ha sido reemplazada por muscovita en sus bordes o siguiendo su traza de exfoliacion. En algunos casos la cianita es reemplazada por silimanita fibrolitica. La andalucita ocurre como porfidoblastos euhedrales, de forma rectangular, alargados en el sentido de la foliacion principal de la roca, los cuales pueden estar rodeados por cristales de cianita. Otra generacion de andalucita corresponde a enormes neoblastos de caracter xenoblastico y poiquiloblastico, los cuales presentan numerosas inclusiones de cuarzo, principalmente, y minerales opacos, y que sugieren sobrecrecimiento postcinematico de la fabrica dominante de la roca. Los bordes de la andalucita son mas irregulares que aquellos de la cianita, muchas veces debido a reemplazamiento por sericita.

La Figura 5S, https://www.raccefyn.co/index.php/ raccefyn/article/downloadSuppFile/385/1997, ilustra imagenes de electrones retrodispersados (BSE) obtenidas por microscopia electronica de barrido (MEB), en las cuales se destaca a diferentes aumentos la morfologia, exfoliacion y particion de la cianita (Figuras 5Sa-5Sc), asi como el espectro EDS (Energy Dispersive Spectroscopy) caracteristico de la cianita (Figura 5Sd), el cual permite identificar semicuantitativamente su composicion elemental con las proporciones relativas de cada elemento en el mineral analizado. El espectro EDS esta de acuerdo con datos de la literatura (http://www.sfu.ca/~marshall/sem/mineral.htm).

El analisis EDS revela que la cianita presenta relaciones de masa de C:O:Al:Si de 14.67:43.82:27.97:13.54. La senal correspondiente al carbono (C) se atribuye al recubrimiento de carbono sobre la superficie de la muestra antes del analisis por MEB.

La figura 5 ilustra imagenes de electrones retrodispersados obtenidas por MEB, en las cuales se destacan las principales relaciones texturales de la cianita en la vena de cuarzo o en la zona de transicion entre esta y la roca encajante. En las KyQVs, la muscovita generalmente se forma hacia los bordes y siguiendo la traza de exfoliacion de la cianita (Figura 5a). Observese como el contacto entre cianita y cuarzo a pesar del poco contraste de colores en la imagen de electrones retrodispersados puede definirse en base a la exfoliacion y la fractura que exhiben la cianita y el cuarzo, respectivamente. En la zona de transicion entre las KyQVs y la roca encajante, se destacan varios aspectos. La cianita ocurre como inclusiones en plagioclasa a la cual tambien puede bordear; la plagioclasa presenta ademas inclusiones de cuarzo e ilmenita (Figura 5b). Observese el intercrecimiento entre cianita y muscovita en la parte inferior izquierda. La figura 5c ilustra la asociacion mineral en la roca encajante, la cual se caracteriza por la presencia de cuarzo + plagioclasa + biotita + ilmenita. Un intercrecimiento entre cianita, cuarzo y plagioclasa es comunmente observado hacia el contacto entre las KyQVs y la roca encajante (Figuras 5d y 5e). La ilmenita es el mineral accesorio. La figura 5f ilustra inclusiones de cuarzo, ilmenita y clorita en plagioclasa; la clorita se ha formado a expensas de la biotita, desarrollando un pseudomorfo.

Discusion sobre la formacion de las KyQVs

Historia reaccional. La secuencia de reacciones minerales observadas en las rocas metapeliticas, que representan las rocas encajantes de las KyQVs, han sido documentadas por Garcia, et al. (2005). A continuacion, se discuten brevemente aquellas reacciones que involucran la presencia de los polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] que ocurren en esquistos de la zona de la estaurolita-cianita. Evidencia textural indica una secuencia paragenetica andalucita [flecha diestra] cianita [flecha diestra] silimanita fibrolitica, aunque es comun la coexistencia entre cianita y andalucita, mas no con silimanita, la cual representa una fase tardia. De otra parte, la reaccion (1 soporta la primera aparicion de cianita (isograda de la cianita).

(1) andalucita = cianita.

La reaccion (2) no debio haber ocurrido al mismo tiempo durante el metamorfismo, debido a que realmente se desconoce si la andalucita reacciono directamente para producir silimanita o si fue primero disuelta en una fase fluida, la cual transportaba componentes disueltos a un nuevo sitio donde el fluido finalmente precipito silimanita fibrolitica. Relictos corroidos de cianita pueden haber sido formados como resultado de un proceso de disolucion, el cual pudo afectar tambien a algunos cristales de cuarzo. En algunos casos la silimanita se formo dentro de cristales de muscovita.

(2) andalucita = silimanita

La disolucion de cianita en las rocas metapeliticas puede ser explicada a partir de la reaccion retrograda (3).

(3) cianita + cuarzo + fluido (K) = muscovita

La disolucion de muscovita en la roca encajante con la resultante formacion de cianita en las venas de cuarzo podria explicarse a traves de la reaccion (4).

(4) muscovita + [H.sup.+] = cianita + cuarzo + fluido (K)

De esta manera, los tres polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] pueden ocurrir. La silimanita fibrolitica podria representar la fase mineral mas joven, la cual claramente esta sobreimpuesta a andalucita y cianita. Las rocas adyacentes a las venas hidrotermales pueden contener andalucita y cianita deformadas, extensamente reemplazadas por muscovita. Recristalizacion de muscovita a expensas de estaurolita o cianita ocurre comunmente, y tipicas texturas de esta etapa de recristalizacion estan representadas por relictos corroidos de estos aluminosilicatos y de silimanita dentro de muscovita. Este crecimiento de muscovita parece estar relacionado a la alta actividad de agua y potasio en la fase fluida en la zona de estaurolita-cianita (Chinner, 1961). Estas texturas revelan la siguiente historia de crecimiento de los aluminosilicatos en la RCMS: (1) crecimiento de andalucita, (2) sobrecrecimiento de andalucita por cianita, (3) nueva formacion de andalucita siguiendo la foliacion metamorfica regional, (4) nueva formacion de cianita siguiendo la foliacion metamorfica regional, aunque, estos dos ultimos eventos podrian asociarse al crecimiento de granate y estaurolita, (5) formacion de cianita en venas de cuarzo, (6) crecimiento de silimanita fibrolitica. No obstante, estos dos ultimos eventos podrian llegar a ser contemporaneos y asociados al emplazamiento de granitoides, como evidencia del magmatismo tardio ocurrido durante el evento orogenico menor Fammatiniano del Silurico propuesto por Mantilla, et al. (2016). Las paragenesis con estaurolita-cianita se desarrollaron durante el pico de metamorfismo regional. Durante el levantamiento isotermico, la circulacion de fluidos localizados resulto en el desarrollo tardio de silimanita fibrolitica. Sin embargo, segun Garcia, et al. (2005), evidencia textural indica que, en contra de lo que se propone en el presente estudio, la andalucita es el polimorfo de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] mas joven, mientras que la cianita y la silimanita representarian, respectivamente, los picos barico y termico de metamorfismo. La otra posibilidad que se podria contemplar seria el efecto producido por los intrusivos graniticos de dimensiones batoliticas que podrian encontrarse en niveles estructurales poco profundos dentro de la secuencia metamorfica, los cuales obviamente representan un evento posterior al pico de metamorfismo. En este sentido, es necesario considerar que la roca hospedadora de las KyQVs refleja la transformacion polimorfica de andalusita ^ cianita (pico barico) ^ silimanita (pico termico), con el desarrollo de porfidoblastos de andalusita y silimanita fibrolitica en una etapa tardia asociada al magmatismo tardio arriba senalado. No existe aun evidencia de la ocurrencia de andalucita o silimanita o ambas con cianita en venas de cuarzo, aunque si diferentes relaciones entre estos polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] en rocas metapeliticas, siendo quizas la cianita y la silimanita dos fases minerales que se formarian por transformaciones polimorficas a partir de la nucleacion en y alrededor de cristales de andalucita texturalmente mas tempranos. No obstante, en la muestra "ex situ" es posible deducir la transformacion polimorfica, en al cual se destaca la nucleacion inicial de la cianita, cuando el ambiente fragil espaciado y acuoso facilito el desarrollo de cristales de gran tamano (hasta de 10 cm de logitud). Posterior a este evento, se sugiere una fase de descompresion en el sistema, debido a un proceso de levantamiento, que favorecio la nucleacion de andalucita, seguida de una fase caracterizada por el aumento en las condiciones de presion y temperatura, por trasnporte tectonico a niveles mas profundos de la corteza, durante el cual se llevo a cabo la nucleacion de sillimanita fibrolitica a partir de sus dos predecesores, consumiendo el exceso de Al que se encontraba aun en el sistema. Cristales prismaticos de cianita ocurren en venas de cuarzo, generalmente siguiendo la foliacion principal de la roca, aunque en una roca adyacente a una vena de cuarzo se ha comprobado la existencia de cianita, andalucita, estaurolita y granate, con la formacion de silimanita fibrolitica tardia. Algunas venas de cuarzo pudieron desarrollarse en un contexto ductil y que corresponden a la formacion prograda inicial de cianita por medio de la reaccion polimorfica andalucita [flecha diestra] cianita que se relacionan con niveles estructurales mas profundos, mientras que otras pueden atribuirse a un contexto fragil en niveles estructurales poco profundos durante la exhumacion.

El origen de las KyQVs ha sido propuesto por Kerrick (1990) como consecuencia de la circulacion de paleofluidos que contienen Al y Si disueltos. Un mecanismo similar propuesto por otros autores (e.g., Carmichael, 1969; Foster, 1986; Cesare, 1994) explica el origen de segregaciones de aluminosilicatos dentro de rocas silicatadas. Cesare (1994) propone igualmente un mecanismo de hidrofracturamiento para explicar la ocurrencia de venas de cuarzo-biotitaandalucita en hornfelsas peliticas en aureolas de contacto, considerando que el material fuente para la generacion de dichas venas se derivo localmente de las rocas metapeliticas encajantes. Las venas de cuarzo en terrenos metamorficos regionales han sido interpretadas o como trayectorias fosilizadas de circulacion de fluidos y transferencia de masa adyectiva a gran escala (e.g., Yardley, 1986; Ferry, 1992; Masters and Ague, 2005) o como segregaciones producidas por transporte local de Si (e.g., Yardley, 1975; Yardley and Bottrell, 1992) o una combinacion de los dos. En principio podrian considerarse varias posibilidades para explicar el origen de las KyQVs en las rocas metapeliticas de la Formacion Silgara, de acuerdo a modelos propuestos en otros estudios (e.g., Etheridge, et al., 1984; Kerrick, 1990; Ague, 1994a; 1994b), los cuales pueden involucrar fuentes externas de fluidos (sistema abierto) a traves de procesos de infiltracion o fuentes locales de fluidos (sistema cerrado) a traves de procesos de difusion. Reacciones progradas de deshidratacion dentro de esquistos peliticos en la zona de la estaurolita-cianita han sido quizas el mecanismo que produce las venas de cuarzo, las cuales usualmente presentan cianita. Beitter, et al. (2008) demostraron que grandes cantidades de Al transportadas en fluidos metamorficos regionales debido a su gran movilidad pueden promover la formacion de KyQVs, probablemente independiente del contexto tectonico (ambiente fragil-ductil) considerado. No obstante, hay que considerer ademas que estas podrian haberse formardo por diferenciacion metamorfica, promoviendo la remobilizacion de Si de la roca encajante. Widmer and Thompson (2001), a partir de datos de balance de masa indican que no es necesario involucrar la circulacion de fluidos de infiltracion de fuentes distantes. En este sentido, las reacciones de deshidratacion de silicatos, particularmente de la muscovita, han sido documentadas en el presente estudio. Puede suponerse que gradientes de potencial quimico, principalmente de [A1.sub.2][O.sub.3], habrian favorecido la nucleacion y el crecimiento de cianita en las venas de cuarzo a expensas de la descomposicion de la muscovita en las paredes de la roca encajante, en este caso las rocas metapeliticas de la Formacion Silgara. Segun Widmer and Thompson (2001), el gradiente en el potencial quimico del [Al.sub.2][O.sub.3], entre las fases reactantes en las rocas encajantes y las nuevas fases producidas (cianita + cuarzo) promueve el transporte de [Al.sub.2][O.sub.3] hacia la vena, proceso que se ilustra en la Figura 6. Los gradientes quimicos resultan de la presencia de cuarzo + cianita en las venas y los reactantes (principalmente muscovita) en las rocas adyacentes. Este proceso puede explicarse en terminos de dos reacciones, una en la roca encajante (5) y la otra en la vena de cuarzo (6).

(5) muscovita = [Al.sub.2][O.sub.3] (aq) + Si[O.sub.2] (aq) + [H.sub.2]O

(6) [Al.sub.2][O.sub.3] (aq) + Si[O.sub.2] (aq) = cianita + cuarzo

Temporalidad deformacion de las KyQVs. Las KyQVs al parecer no se correlacionan con la mineralogia o el grado de metamorfismo de la roca encajante. La presencia de cianita en las venas de cuarzo a diferencia de la ocurrencia de dos o incluso tres polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] en las rocas metapeliticas encajantes no necesariamente refleja la falta de una interaccion vena--roca encajante durante la cristalizacion de la vena hidrotermal ni una fuente externa de materiales potencialmente formadores de venas. Estas observaciones indican que diferentes mecanismos de formacion de venas pudieron haber actuado en diferentes momentos de la evolucion tectono-termal de estos materiales. Actualmente, no existe evidencia de la ocurrencia de andalucita y/o silimanita en venas de cuarzo encajadas en rocas con similar paragenesis mineral.

La presencia de cianita hacia la zona central de las venas de cuarzo se debe basicamente a la xxx durante eventos de rehidratacion en un contexto fragil resultado de la exhumacion del orogeno que dio origen a venas hidrotermales tardias paralelas a la foliacion regional de las rocas metapeliticas (Caviedes y Gomez, 2006). La cianita ocurre tambien en contacto neto entre los esquistos micaceos (roca encajante) y las venas de cuarzo. Widmer and Thompson (2001 reportan concentraciones de [Al.sub.2][O.sub.3] y Si[O.sub.2], las cuales muestran una disminucion sistematica en la roca encajante hacia estas venas, indicando significantes cambios en la concentracion de varios elementos en las paredes de las rocas adyacentes a las KyQVs. La formacion de KyQVs podria no haber involucrado la misma interaccion con las rocas encajantes como ocurriria con los otros polimorfos, en caso de que estos evidentemente ocurran Segun estos autores, la circulacion de paleofluidos resultantes de la deshidratacion de fases hidratadas (e.g., muscovita), acompanada de la disolucion y el transporte de Al y Si a lo largo de gradientes de presion fluctuantes a traves de las rocas en proceso de deshidratacion, no explica sin embargo el porque solo la cianita, y con frecuencia el cuarzo, y no el espectro completo de fases minerales de las rocas encajantes esta presente en la region ahora ocupada por las KyQVs.

Aunque la edad geologica de la formacion de las KyQVs estudiadas es incierta, las paragenesis minerales dentro de estas venas suponen su formacion en condiciones de la facies de la anfibolita, debido a que grandes cantidades de Al pueden ser transportadas por fluidos metamorficos bajo estas condiciones (Beitter, et al., 2008). En nuestro caso, la posibilidad de descifrar la cronologia relativa de los pulsos hidrotermales soportaria algunas hipotesis. Por lo tanto, aqui sera fundamental hacer una reconstruccion de la historia hidrotermal de los paleofluidos que han circulado a traves de una zona de cizallamiento (Caviedes y Gomez, 2006) como se describe abajo, los cuales son importantes, entre otros, como agentes de transporte de calor, removilizacion, transporte y depositacion de elementos quimicos. Las KyQVs encajadas en rocas metapeliticas de la Formacion Silgara podrian reflejar la ocurrencia de una amplia zona de cizallamiento ductil, la cual estaria soportada por la presencia de bandas de cizallamiento distribuidas, milonitas, estructuras s-c (aun no han sido estudiadas en detalle) asociadas con la recristalizacion mineral, lo cual indica que la deformacion ductil incluyendo cizallamiento tuvo lugar probablemente cerca a la zona de transicion fragil-ductil, a una profundidad aproximada de 10 km. El tiempo exacto del metamorfismo de presion intermedia, acompanado de engrosamiento cortical debido a un evento colisional, como lo reportan Garcia, et al. (2005), no ha sido establecido aun, pero los datos disponibles hasta ahora parecen indicar una fase orogenica mayor que ocurrio durante la orogenesis Fammatiniana principal del Ordovicico Temprano (Mantilla, et al., 2016). La formacion de las KyQVs quizas no involucro el mismo tipo de interaccion con las rocas encajantes que las venas con ausencia de este mineral, lo cual indica que diferentes mecanismos formadores de venas pudieron haber ocurrido a diferentes tiempos durante el metamorfismo dinamotermico de esta unidad metamorfica (Caviedes y Gomez, 2006). Por lo tanto, el crecimiento tardio de cristales de cianita puede haber ocurrido en respuesta a un aumento de la presion y/o disminucion de la temperatura, aunque las condiciones de presion y temperatura aun serian inciertas. En las rocas encajantes (esquistos micaceos principalmente) existe evidencia de transformaciones polimorficas, aunque las fases minerales de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] pudieron haberse igualmente formado a partir de otros minerales aluminicos. Segun Sepahi, et al. (2004), la ocurrencia de diferentes secuencias de cristalizacion dentro de una region relativamente pequena puede indicar que las trayectorias de PT pasaron cerca del punto triple de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] produciendo diferentes trayectorias evolutivas en rocas que experimentaron similares condiciones de metamorfismo. Por lo tanto, es muy probable que la trayectoria de PT propuesta por Garcia, et al. (2005) para las rocas metapeliticas de la Formacion Silgara no sea solo una, sino que las diferentes relaciones entre los polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] permitirian sugerir el desarrollo de diferentes trayectorias alternativas, dependiendo de las transformaciones polimorficas que ocurran en una roca. Igualmente, deberia considerarse la ocurrencia de un evento termal (?metamorfismo de contacto?) sobre el evento de metamorfismo regional, combinado con la interaccion fluido-roca asociada con la circulacion de paleofluidos que pudieron haber favorecido una variedad de ambientes fisicoquimicos, con control estructural, en los cuales la nucleacion de polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] vario en gran proporcion en las rocas encajantes. No es claro, sin embargo, si la ausencia de andalucita o silimanita o ambas en las KyQVs sea debida al caracter metastable que estas pueden llegar a tener en condiciones de PT favorables para la formacion de cianita, la cual es el unico polimorfo de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] observado en venas de cuarzo, a diferencia de lo que ocurre en otros contextos geologicos, en donde se reportan venas de cuarzo con presencia de uno, dos o tres de estos polimorfos. Es muy probable que fluidos acuosos a presiones intermedias hayan circulado a traves de las rocas metapeliticas como consecuencia de la ocurrencia de reacciones quimicas de deshidratacion que promueven la disolucion de fases minerales tales como la muscovita. Estos fluidos transportaron nutrientes (Si[O.sub.2] y [Al.sub.2][O.sub.3]) disueltos que representan las fuentes para la formacion de las KyQVs.

Conclusiones

El basamento metamorfico del Macizo de Santander presenta varios sectores con profusion de venas hidrotermales paralelas a la foliacion metamorfica regional, las cuales de componen, en mayor o menor medida, de cuarzo, clorita, albita, y otros minerales que pueden ser relacionados en su formacion con la circulacion o el escape de fluidos metamorficos (considerados generalmente como neutros y reducidos, y derivados de reacciones metamorficas de deshidratacion).

La presencia de venas hidrotermales (algo boudinadas) con cuarzo-cianita, paralelas a la foliacion metamorfica regional de la Formacion Silgara aflorante en el sector central del Macizo de Santander, al parecer es un caso excepcional, tanto por su restringida distribucion en el contexto del MS (al menos por ahora), como por la naturaleza de los potenciales fluidos asociados a su formacion (en terminos generales acidos y posiblemente tambien algo oxidantes).

Con base en la informacion geologica disponible, se infiere que la formacion de las venas de cuarzo-cianita en el area de estudio, este relacionada con fluidos derivados de procesos magmatico-hidrotermales (MH), cuya edad y cuerpo(s) igneo(s) causativo(s) aun no han sido determinados, ni establecidos. Sin embargo, se sospecha que esos procesos MH podrian temporalmente estar asociados al emplazamiento de intrusiones igneas de edad Ordovicico (generadores del protolito igneo de la unidad Ortogneis)?.

Estudios posteriores mas detallados sobre la fisicoquimica de los paleofluidos asociados a la formacion de las venas de cuarzo-cianita objeto de estudio (entre otros tipos potenciales de venas temporalmente relacionadas, pero aun no reconocidas o documentadas) y sus posibles paleo-alteraciones hidrotermales asociadas, podrian ayudar a develar el potencial metalogenico de esos eventos paleohidrotermales en ese sector del MS.

doi: http://dx.doi.org/10.18257/raccefyn.385

Agradecimientos

Los autores agradecen a la Universidad Industrial de Santander por brindar el apoyo logistico para la realizacion del trabajo de campo con la participacion de estudiantes de Geologia de la asignatura Campo II, y el uso de diferentes tecnicas analiticas. Agradecimientos al laboratorio de petrografia del Grupo de Investigacion en Geologia Basica y Aplicada de la Universidad Industrial de Santander y su personal, por el servicio de laboratorio y analitico suministrado para la adquisicion de datos.

Informacion suplementaria

Figura 1S. Especimen de mano de muestra "ex situ" ilustrando las relaciones texturales entre los polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5], asi como intercrecimientos de cianita + muscovita sobre superficie pulida. Vea la figura 1S en: https://www.raccefyn.co/index.php/raccefyn/ article/downloadSuppFile/385/1918

Figura 2S. Fotomicrografias ilustrando los rasgos texturales (a-d) entre las rocas encajantes con venas de cuarzo y (e-l) en el contacto entre las rocas encajantes y las KyQVs observados en PPL y XPL, respectivamente; Aumento 4x. Vea la figura 2S en: https://www. raccefyn.co/index.php/raccefyn/article/downloadSuppFile/385/1919 Figura 3S. Fotomicrografias ilustrando la ocurrencia de cianita en la roca encajante y venas de cuarzo observados en PPL y XPL, respectivamente; Aumento 4x (a-d); 10x (e-h). Vea la figura 3S en: https://www.raccefyn.co/index.php/raccefyn/article/downloadSupp File/385/1920

Figura 4S. Fotomicrografias ilustrando las relaciones texturales observadas entre los polimorfos de [Al.sub.2]Si[O.sub.5] en la muestra "ex situ" de la Figura 1S, asi como intercrecimientos de cianita + muscovita observados en XPL; Aumento 4x. Vea la figura 4S en: https://www. raccefyn.co/index.php/raccefyn/article/downloadSuppFile/385/1921 Figura 5S. (a)-(c) Imagenes de electrones retrodispersados al MEB ilustrando a diferentes aumentos la morfologia, exfoliacion y particion de la cianita. (d) Espectro EDS caracteristico de la cianita. Vea la figura 5S en: https://www.raccefyn.co/index.php/raccefyn/ article/downloadSuppFile/385/1997

Conflicto de intereses

Los autores declaran no tener conflicto de intereses.

Referencias

Ague, J.J. (1994a). Mass transfer during Barrovian metamorphism of pelites, south-central Connecticut. I: evidence for changes in composition and volume. American Journal of Science, 294 (8): 989-1057.

Ague, J.J. (1994b). Mass transfer during Barrovian metamorphism of pelites, south-central Connecticut. II: channelized fluid flow and the growth of staurolite and kyanite. American Journal of Science, 294 (8): 1061-1134.

Ague, J.J. (1995). Deep-crustal growth of quartz, kyanite and garnet into large-aperture, fluid-filled fractures, north-eastern Connecticut, USA. Journal of Metamorphic Geology, 13 (2): 299-314.

Allaz, J., Maeder, X., Vannay, J. & Steck, A. (2005). Formation of aluminosilicate-bearing quartz veins in the Simano nappe (Central Alps): structural, thermobarometric, and oxygen isotope constraints. Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, 85 (2-3): 191-214.

Beane, R.J. & Field, C.K. (2007). Kyanite deformation in whiteschist of the ultrahigh-pressure metamorphic Kokchetav Massif, Kazakhstan. Journal of Metamorphic, 25 (2): 117-128.

Beitter, T., Wagner, T. & Markl, G. (2008). Formation of kyanite-quartz veins of the Alpe Sponda, Central Alps, Switzerland: implications for Al transport during regional metamorphism. Contributions to Mineralogy and Petrology, 156 (6): 689-707.

Boinet, T., Bourgois, J., Bellon, H. & Toussaint, J. (1985). Age et repartition du magmatism Premesozoique des Andes de Colombie. Comptes rendus hebdomadaires des seaces de L'Academie des Sciences. Serie D: SciencesNaturalles, 300 (II): 445-450.

Botello, F., Mantilla, L.C. & Colegial, J.D. (2014). Edad U-Pb en zircones y contexto tectonico de formacion del Granito de Durania (Macizo de Santander, Colombia). Memorias XI Semana Tecnica de Geologia y I Geosciences anual meeting. UIS. Bucaramanga, 11 al 15 de Agosto de 2014.

Bucholz, C.E. & Ague, J.J. (2010). Fluid flow and Al transport during quartz-kyanite vein formation, Unst, Shetland Islands, Scotland. Journal of Metamorphic Geology, 28 (1): 19-39.

Carmichael, D. (1969). On the mechanism of prograde metamorphic reactions in quartz-bearing pelitic rocks. Contribution to Mineralogy and Petrology, 20 (3): 244-267.

Campos, N. (1999). Estudio Mineralogico y Petrografico de las Metamorfitas al Occidente del Municipio de Mutiscua (Norte de Santander). Tesis de Pregrado, Universidad Industrial de Santander, Bucaramanga (Colombia).

Castellanos, O.M. (2001). Chemical composition of the rockforming minerals in the Silgara formation and P-T conditions in the Mutiscua area, Santander Massif, Eastern Cordillera, Colombia. Unpublished Master Thesis, Shimane University, Matsue (Japan).

Castellanos, O.M., Rios, C.A. & Takasu A. (2004). Chemically sector-zoned garnets in the metapelitic rocks of the Silgara Formation in the central Santander Massif, Colombian Andes: occurrence and growth history. Boletin de Geologia, 26 (1): 91-98.

Castellanos, O.M., Rios, C.A. & Takasu A. (2008). A new approach on the tectonometamorphic mechanisms associated with P-T paths of the Barrovian-type Silgara Formation at the Central Santander Massif, Colombian Andes. Earth Sciences Research Journal, 12 (2): 125-155.

Caviedes, M.A. & Gomez, R.E. (2006). Petrogenesis de venas hidrotermales con cianita en rocas metapeliticas de la Formacion Silgara, region central del Macizo de Santander. Tesis de Pregrado, Universidad Industrial de Santander, Bucaramanga (Colombia).

Cesare, B. (1994). Synmetamorphic veining: origin of andalusitebearing veins in the Vedrette di Ries contact aureole, eastern Alps, Italy. Journal of Metamorphic Geology, 12 (5): 643-653.

Chinner, G.A. (1961). The origin of sillimanite in Glen Clova, Angus. Journal of Petrology, 2 (3): 312-323.

Clavijo, J. (1994). Mapa geologico generalizado del Departamento de Norte de Santander, Memoria explicativa. Informe interno INGEOMINAS, 67p.

Cordani, U., Cardona, A., Jimenez, D., Liu, D. & Nutman, A. (2005). Geochronology of Proterozoic basement inliers in Colombian Andes: tectonic history of remnants of a fragmented grenville belt. In: terrane processes at margins of gondwana. Geological Society, London, Special Publications. Edited by Vaughan, A., Leat, P., and Pankhurst, R., 246: 329-346.

Etheridge, M.A., Wall, V.J. & Cox, S.F. (1984). High fluid pressures during regional metamorphism and deformation: implications for mass transport and deformation mechanisms. Journal of Geophysical Research, 89 (6): 4344-4358.

Ferry, J.M. (1992). Regional metamorphism of the Waits River Formation, eastern Vermont: Delineation of a new type of giant metamorphic hydrothermal system. Journal of Petrology, 33 (1): (4594).

Foster, C. (1986). Thermodynamic models of reactions involving garnet in sillimanite/staurolite schist. Mineralogical Magazine, 50: 427-439.

Garcia, C.A., Rios, C.A. & Castellanos, O.M. (2005). Mediumpressure metamorphism in the central Santander Massif, Eastern Cordillera, Colombian Andes: constraints for a collision model. Boletin de Geologia, 27 (2): 43-68.

Grant, J.A. (1986). The isocon diagram; a simple solution to Gresens'equation for metasomatic alteration. Economic Geology, 81 (8): 1976-1982.

Julivert, M. (1970). Cover and basement tectonics in the Cordillera Orientalof Colombia, South America, and a comparison with some other folded chains. Geological Society American Bulletin, 81: 3623-3643.

Kerrick, D. (1990). The [Al.sub.2]Si[O.sub.5] polymorphs. Reviews in Mineralogy 22. Mineralogical Society of America, Washington, D.C., 406p.

Kretz, R. (1983). Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist, 68: 277-279.

Lentz, D.R. & Gregoire, C. (1995). Petrology and mass-balance constraints on major-, trace- and rare-earth-element mobility in porphyry-greisen alteration associated with epizonal True Hill granite, south-western New Brunswick, Canada. Journal of Geochemical Exploration, 52 (3): 303-331.

Lang, H.D. & Dunn, G.R. (1990). Sequential porphyroblast growth during deformation in a low pressure metamorphic terrane, Orrs Island, Haspswell Neck, Maine. Journal of Metamorphic Geology, 8 (2): 199-216.

Larson, T.E. & Sharp, Z.D. (2003). Stable isotopic constraints on the [Al.sub.2]Si[O.sub.5] "triple point" rocks from the Proterozoic Priest pluton contact aureole, New Mexico, USA. Journal of Metamorphic Geology, 21 (8): 785-798.

Mantilla, L.C., Rios, C.A., Gelvez, J.R., Marquez, R.E., Ordonez, J.C. & Cepeda, S. (2003). Nuevas evidencias acerca de la presencia de una banda de cizallamiento en la Formacion Silgara del sector Aratoca-Pescadero (Macizo de Santander). Boletin de Geologia, 25 (40): 81-90.

Mantilla, L.C., Bissig, T., Cottle, J.M. & Hart, C. (2012). Remains of early Ordovician mantle-derived magmatism in the Santander Massif (Colombian Eastern Cordillera). Journal of South American Earth Sciences, 38: 1-12.

Mantilla, L.C., Garcia, C.A. & Valencia, V. (2016). Propuesta de escision de la denominada 'Formacion Silgara' (Macizo de Santander, Colombia) a partir de edades U-Pb en circones detriticos. Boletin de Geologia, 38 (1): 33-50.

Masters, R.L. & Ague, J.J. (2005). Regional-scale fluid flow and element mobility in Barrow's metamorphic zones, Stonehaven, Scotland. Contributions to Mineralogy and Petrology, 150: 1-18.

McLelland, J., Morrison, J., Selleck, B., Cunningham, B., Olson, C. & Schmidt, K. (2002). Hydrothermal alteration of late- to post- tectonic Lyon Mountain granitic gneiss, Adirondack Mountains, New York: origin of quartzsillimanite segregations, quartz-albite lithologies, and associated Kiruna-type low-Ti-Fe-oxide deposits. Journal of Metamorphic Geology, 20 (1): 175-190.

Nabelek, P. (1997). Quartz-sillimanite leucosomes in high-grade schists, Black Hills, South Dakota: a perspective on the mobility of Al in high-grade metamorphic rocks. Geology, 25 (11): (995-998).

Okayuma-Kusunose, Y. (1994). Phase relations in andalusitesillimanite type Fe-rich metapelites; Tono contact metamorphic aureole, Northeast Japan. Journal of Metamorphic Geology, 12 (2): 153-168.

Putlitz, B., Valley, J.W., Matthews, A. & Katzir, Y. (2002). Oxygen isotope thermometry of quartz- [Al.sub.2]Si[O.sub.5] veins in high-grade metamorphic rocks on Naxos island (Greece). Contributions to Mineralogy and Petrology, 143 (3): 350-359.

Restrepo-Pace, P. A. & Cediel, F. (2010). Northern South America basement tectonics and implications for paleocontinental reconstructions of the Americas. Journal of South American Earth Sciences, 29: 764-771.

Royero, J. & Clavijo, J. (1994). Mapa Geologico generalizado departamento de Santander. Escala 1: 400.000. Informe INGEOMINAS, 92p.

Ryan, N.A. (2010). Microstructures of a deformed kyanite-quartz vein of the Raft River Mountains in northwest Utah, USA. Undergraduate Thesis of Bachelor of Arts, Carleton College, Northfield, Minnesota.

Sepahi, A.A., Whitney, D.L. & Baharifar, A.A. (2004). Petrogenesis of andalusite-kyanite-sillimanite veins and host rocks, Sanandaj-Sirjan metamorphic belt, Hamadan, Iran. Journal of Metamorphic Geology, 22 (2): 119-134.

Silva, J.C., Sial, A.N., Ferreira, V.P. & Estrada, J.J. (2004). C-isotope stratigraphy of a Vendian carbonate succession in northwestern Andes: Implications for the NW Andes. In: IV Reunion Ciencias de la Tierra, Queretaro (Mexico), Abstracts, vol. 198.

Spear, J.A. (1982). Metamorphism of pelitic rocks of the Snyder Group in the contact aureole of the Kiglapait layered intrusion, Labrador: effect of buffering partial pressures of water. Canadian Journal of Earth Sciences, 19 (10): 1888-1909.

Stout, M.Z., Crawford, M.L. & Ghent, E.D. (1986). Pressuretemperature evolution of fluid compositions of [Al.sub.2]Si[O.sub.5]bearing rocks, Mica Creek, B.C. in light of fluid inclusion data and mineral equilibrium. Contributions to Mineralogy and Petrology, 92 (2): 236-247.

Thompson, A.B. (1975). Calc-silicate diffusion zones between marble and pelitic schist. Journal of Petrology, 16 (1): 314-346.

Van der Lilej, R., Spikings, R., Ulianov, A., Chiaradia, M. & Mora, A. (2016). Palaeozoic to Early Jurassic history of the northwestern corner of Gondwana, and implications for the evolution of the Iapetus, Rheic and Pacific Oceans. Gondwana Research, 31: 271-294.

Verdes, G., Gout, R. & Castet, S. (1992). Thermodynamic properties of the aluminate ion and of bayerite, boemite, diaspore, and gibbsite. European Journal of Mineralogy, 4 (4): 767-792.

Ward, D.E., Goldsmith, R., Cruz, B.J., Jaramillo, C.L. & Vargas, L.R. (1970). Mapa Geologico del Cuadrangulo H-13, Pamplona, Colombia. Ingeominas.

Ward, D.E., Goldsmith, R., Cruz, B.J., Jaramillo, C.L. & Restrepo, H. (1973). Geologia de los Cuadrangulos H-12,

Bucaramanga y H-13, Pamplona, Departamento de Santander. U.S. Geological Survey e Ingeominas. Boletin Geologico, XXI (1-3): 1-132.

Widmer, T. & Thompson, A. (2001). Local origin of high pressure vein material in eclogite facies of the Zermatt-Saas Zone, Switzerland. American Journal of Science, 301 (7): 627-656.

Whitney, D.L. & Dilek, Y. (2000). Andalusite-sillimanite-quartz veins as indicators of low-pressure-high-temperature deformation during late-stage unroofing of a metamorphic core complex, Turkey. Journal of Metamorphic Geology, 18 (1): 59-66.

Yardley, B.W.D. (1975). On some quartz-plagioclase veins in the Connemara schists, Ireland. Geological Magazine, 112: 183-190.

Yardley, B.W.D., Leake, B.E. & Farrow, C.M. (1980). The metamorphism of Fe-rich pelites from Connemara, Ireland. Journal of Petrology, 21 (2): (365-399).

Yardley, B.W.D. (1986). Fluid migration and veining in the Connemara Schists, Ireland. In J.V. Walther and B.J. Wood, Eds., Fluid-rock Interactions During Metamorphism: Springer-Verlag, New York p. 109-131.

Yardley, B.W.D. & Bottrell, S.H. (1992). Silica mobility and fluid movement during metamorphism of the Connemara schists, Ireland. Journal of Metamorphic Geology, 10 (3): 453-464. http://www.sfu.ca/~marshall/sem/mineral.htm. Mineral Energy Dispersive Spectra (EDS) Consulted on 15 September, 2014.

Carlos A. Rios R. [1] *, Luis Carlos Mantilla F. [1], Oscar M. Castellanos A. [2]

[1] Grupo de Investigacion en Geologia Basica y Aplicada (GIGBA), Escuela de Geologia, Universidad Industrial de Santander, Bucaramanga, Colombia

[2] Grupo de Investigacion en Geofisica y Geologia (PANGEA), Programa de Geologia, Universidad de Pamplona, Colombia

* Correspondencia:

Carlos A. Rios R., carios@uis.edu.co

Recibido: 21 de junio de 2016

Aceptado: 18 de abril de 2017

Leyenda: Figura 1. Izquierda, mapa geologico generalizado del Macizo de Santander (adaptado y modificado de Goldsmith, et al, 1971), mostrando la RCMS. Centro, esquema geologico-estructural generalizado de la RCMS (adaptado y modificado de Ward, et al., 1973, y Garcia, et al., 2005), mostrando la localizacion del area de estudio y sitios de muestreo de KyQVs (indicados por estrellas negras).

Leyenda: Figura 2. Fotografia de afloramiento de esquistos micaceos con granate + estaurolita [+ o -] cianita, mostrando la ocurrencia de agregados de cianita en el cuello de una vena de cuarzo boudinada.

Leyenda: Figura 3. Fotografia de afloramiento de KyQVs de geometria lenticular y paralela a la foliacion KyQVs metamorfica de esquistos micaceos con granate + estaurolita [+ o -] cianita.

Leyenda: Figura 4. Especimen de mano de KyQV de la zona de la estaurolita-cianita de la Formacion Silgara, la cual engloba fragmentos de la roca encajante (parte inferior izquierda).

Leyenda: Figura 5. Imagenes de electrones retrodispersados al MEB ilustrando las principales relaciones texturales de la cianita dentro de la roca encajante o vena de cuarzo.

Leyenda: Figura 6. Diagrama explicativo de los procesos quimicos involucrados en la formacion de las KyQVs (adaptado y modificado de Widmer and Thompson, 2001). La reaccion discontinua que produce cianita es considerada por estos autores como la combinacion de dos subreacciones: en los esquistos peliticos, liberando [Al.sub.2][O.sub.3] y Si[O.sub.2] al fluido hidrotermal, y en la vena, la cual hace que estas especies quimicas sean disueltas para precipitar cianita. Las flechas mostradas en el esquema indican la direccion de difusion intergranular.
COPYRIGHT 2017 Academia Colombiana de Ciencias Exactas, Fisicas y Naturales
No portion of this article can be reproduced without the express written permission from the copyright holder.
Copyright 2017 Gale, Cengage Learning. All rights reserved.

Article Details
Printer friendly Cite/link Email Feedback
Title Annotation:Articulo original: Ciencias de la Tierra
Author:Rios R., Carlos A.; Mantilla F., Luis Carlos; Castellanos A., Oscar M.
Publication:Revista de la Academia Colombiana de Ciencias Exactas, Fisicas y Naturales
Date:Apr 1, 2017
Words:9984
Previous Article:Efecto del contenido de oxigeno y metano en la cinetica de oxidacion de un carbonizado de carbon.
Next Article:Caldas y el gran cometa de 1807.
Topics:

Terms of use | Privacy policy | Copyright © 2019 Farlex, Inc. | Feedback | For webmasters