Trabajo de campo

Desde 2009 se realizaron una serie de visitas de campo en la zona con fines de reconocimiento geológico. De igual forma, en 2017, se desarrollaron estudios arqueométricos y de conservación junto con el Grupo de Investigación del Patrimonio Rupestre Indígena (GIPRI) (^{Trujillo-Téllez et al., 2018}), y, en 2019, se obtuvieron nuevas observaciones junto con profesores y estudiantes de la Facultad de Artes de la Universidad Nacional de Colombia, en el marco del proyecto Ciudad de Piedra. Una parte importante del trabajo consistió en socializaciones con las comunidades sobre el proyecto y las necesidades y expectativas de las personas, dándole continuidad a experiencias empezadas en visitas anteriores. Se tomó información de localización; se observaron y describieron rocas y sedimentos, afloramientos a escala macro y micro y se recolectaron muestras de las rocas sedimentarias; se midieron datos estructurales sobre todos los lineamientos que conforman las geometrías rectas del paisaje como un rasgo geomorfológico característico del área. Adicionalmente, se tomaron videos y fotografías aéreas mediante drones (Figura 2B). Se muestrearon también neises pertenecientes al basamento en la vereda Jordán Alto, entre las veredas Cerritos y El Capricho.

Figura 1 Mapa de localización del área de estudio en la provincia Rondonia-San Ignacio, Colombia. Modificado de ^{Cordani y Teixeira (2007)}. 

Figura 2 A. Imagen satelital de los alrededores de Ciudad de Piedra donde se pueden observar los lineamientos NE-SW y, en menor medida NW-SE, que predeterminan las formas kársticas ortogonales características del sitio. B. Fotografía aérea con dron del mismo sector. C. y D. Fotografías de afloramiento y geoformas en el Miembro Basal de la Formación San José en el sector Ciudad de Piedra. 

Petrografía

De las areniscas de la Formación San José se obtuvieron seis muestras de aproximadamente 2 kg; de dos muestras tomadas en el sitio Ciudad de Piedra se prepararon secciones delgadas para análisis petrográficos en un microscopio Zeiss Axio Lab.Al. Con el fin de identificar mejor los espacios como poros, se utilizó tinción azul en la elaboración. Para determinar los porcentajes de las fases minerales, se hizo un conteo de mínimo 300 puntos por cada sección. Adicionalmente, por sus características mineralógicas, texturales y su relación estratigráfica, se analizaron cuatro secciones delgadas de areniscas topográficamente correlacionables en el sector de Nuevo Tolima y Cerro Azul, que también pertenecen a la Formación San José (Figura 3).

Figura 3 Columna estratigráfica de referencia para la Formación San José levantada en cercanías a Ciudad de Piedra, tomado de ^{Arango et al. (2011)}. Las muestras analizadas en este estudio fueron tomadas en el intervalo superior del Miembro Basal Ciudad de Piedra. 

Datación U-Pb mediante LA-ICP-MS

Para datación radiométrica, fueron extraídos circones de una muestra de cuarzoarenita de la Formación San José y de una muestra del neis del basamento, los cuales fueron triturados y tamizados, separando la fracción de 100-500 μm. De esta fracción, se concentraron mediante batea los minerales pesados y se retiraron con imán de mano los minerales ferromagnéticos magnetita e ilmenita. Aproximadamente 120 circones de la roca sedimentaria libres de fracturas y/o alteraciones fueron seleccionados mediante lupa binocular por picking, montados en resina epóxica y posteriormente pulidos con carburo de silicio y diamante. Del mismo modo, de la roca metamórfica que es correlacionable con el Neis de Termales (^{Maya-Sánchez et al., 2018}; ^{Amaya-López et al., 2020}) fueron seleccionados aproximadamente 60 cristales. Los montajes de los circones extraídos de la roca sedimentaria fueron cubiertos con grafito para obtener así una buena conductividad, y posteriormente analizados por microscopia electrónica de barrido (MEB-SEM) en modo backscattering (BSE) para identificar zonaciones e inclusiones y el mejor posicionamiento de los puntos de ablación láser.

Los análisis isotópicos usando ablación láser en un equipo de espectrometría de masas por plasma acoplado inductivamente (LA-ICP-MS) fueron realizados en los Laboratorios de la Universidad de Rennes 1, en Francia, utilizando un LA-ICP-MS Agilent 7700x equipado con un sistema de bombeo dual para aumentar la sensibilidad. El sistema Excimer 193 nm ESI (NWR193UC) produce un láser coherente con duración de impulsos ultracorta (<5 ns) y una célula de ablación con dos volúmenes Truline que tiene una duración de "wash-out" de menos de 0,2 segundos, completamente controlado por ordenador, según el procedimiento descrito por ^{Bühn etal. (2009)}. Debido al tamaño de los cristales, la ablación de los granos con láser fue realizada en spots de 25 μm, utilizando una frecuencia de 4-5 Hz e intensidad de 9 J/cm². El material evaporado fue cargado por un flujo de He (~0,40 L/min) y Ar (~0,90 L/min). En todos los análisis se utilizaron los patrones del estándar, por cada ocho mediciones en circones, se realizó una en el material de referencia GJ-1 (GEMOC ARC National Key Center, ^{Jackson etal., 2004}) para la corrección de la deriva del equipo, así como para el fraccionamiento entre los isótopos de U y Pb (Jackson et al., 2004). Las incertidumbres asociadas a las razones presentadas en el Anexo A y B son de 2σ, en porcentaje. Las edades fueron calculadas utilizando ISOPLOT 3.0 (^{Ludwig, 2003}) y los diagramas (95% de confianza) fueron confeccionados en el mismo programa. Para el estándar Plesoviche, la edad concordia calculada fue de 334±6 Ma.

Complejo Guaviare

Ya en salidas anteriores se habían encontrado rocas del basamento que llevaron al Servicio Geológico Colombiano (SGC) a definir el Complejo Guaviare como una unidad nueva (^{Maya-Sánchez et al., 2018}), compuesto por neises, anfibolitas y cuarcitas y, en menor proporción, granofelsas y milonitas. La unidad Neis de Termales se describe como neises cuarzo-feldespáticos con edades de sus protolitos de ~1,3 Ga y un origen atribuido a magmatismo anorogénico, probablemente relacionado con la formación de rifts en la parte NW del Cratón Amazónico (Maya-Sánchez et al., 2018; ^{Amaya-López et al., 2020}). Las cuarcitas contienen sedimentos derivados de las rocas graníticas del Cratón Amazónico y tienen una edad máxima de depositación de 1,28 Ga (Amaya-López et al., 2020). El metamorfismo que afectó estas unidades sucedió entre 1,28 Ga y 0,6 Ga c; esta última edad corresponde a la edad de la intrusión de la Sienita Nefelínica de San José del Guaviare (^{Arango-Mejía et al., 2012}; ^{Maya-Sánchez et al., 2018}; ^{Muñoz-Rocha et al., 2019}).

La unidad Neis de Termales se extiende desde la vereda Colinas vía la vereda Termales, aproximadamente por 15 km en una orientación NW hasta la vereda La Cristalina. Esta unidad ha sido descrita como neises con biotita-cuarzo-feldespato ± hornblenda/hastingsita ± epidota ± muscovita ± clorita, y granofelsas de feldespato y cuarzo (^{Amaya-López et al., 2020}).

Sienita Nefelínica de San José del Guaviare (SNSJG)

Las primeras descripciones de esta roca se reportan en ^{Trumpy (1943)}, quien denota el predominio de las rocas ácidas de composición sienítica en los afloramientos del zócalo que conforma el Escudo de Guyana. ^{Vesga y Castillo (1972)} realizaron una descripción petrográfica y geoquímica más detallada de estas rocas en las veredas La Pizarra y Nuevo Tolima, y establecieron la unidad actualmente conocida como la Sienita Nefelínica de San José del Guaviare; posteriormente, ^{Galvis et al. (1979)} reconocen tres sectores cercanos a San José del Guaviare donde afloran dichas rocas, y dan indicios de otro cuerpo en el Cerro Cumare (Caquetá) donde ya ^{Gansser (1954)} había reportado afloramientos del basamento.

En la zona de estudio localizada en plancha geológica 350-San José, la Sienita Nefelínica de San José del Guaviare aflora al costado sur de la Serranía La Lindosa y se extiende en un área de aproximadamente 10 km², en forma cónica con una dirección norte-sur, en los alrededores de la vía que conduce de Ciudad de Piedra hacia la vereda Nuevo Tolima (Figura 4), y en menor proporción como un cuerpo satélite por la vía que conduce hacia el sitio Tranquilandia (^{Arango et al., 2011}).

Figura 4 Mapa geológico generalizado del área de estudio y unidades litológicas cartografiadas en el área de la plancha 350-San José. Estrella azul, localización de Ciudad de Piedra; estrella rosada, localización del neis del basamento en la vereda Jordán Alto, y triángulos rojos mostrando los sitios donde se recolectaron muestras complementarias. Modificado del mapa geológico colombiano (^{Gómez-Tapias et al., 2015a}). 

Dentro del área de la plancha 372-El Retorno continúan aflorando rocas del basamento en las veredas Alto Cerritos y Triunfo 2, al igual que en El Capricho; dentro de estas aparece la Sienita Nefelínica de San José del Guaviare en la vereda Alto Cerritos y Jordán.

En general, los cuerpos de sienita están conformados por una roca holocristalina fanerítica, predominantemente inequigranular, con tamaños de grano que varían de fino a grueso, generando una transición textural hasta pegmatítica. Es leucocrática, con un índice de color entre 30 y 35%; en roca fresca presenta colores variables desde blanco y gris hasta rosado. La mineralogía predominante es feldespato alcalino, nefelina, biotita y arfvedsonita en proporciones variables. Es notoria la acumulación de los minerales máficos en algunas zonas, lo cual da una apariencia de parches oscuros dentro de la roca (^{Arango et al., 2011}). Estudios recientes subdividen esta unidad en diferentes cuerpos que presentan variaciones graníticas a sieníticas (^{Amaya-López et al., 2020}).

La Sienita Nefelínica de San José del Guaviare fue inicialmente datada por el método K/Ar en biotitas, donde arrojó una edad Cámbrica de 445-495 Ma (^{Pinson et al., 1962}). Posteriormente, se realizaron dos nuevas dataciones para el cuerpo que aflora en la vereda La Pizarra, y se obtuvo una edad de 494±5 Ma con el método Ar/Ar (^{Arango et al., 2011}), que fue interpretado como una edad de enfriamiento, mientras que con el método U-Pb en 29 circones resultó una edad de 577±6,3 Ma, interpretada como de cristalización (^{Arango-Mejía et al., 2012}). Los mismos autores deducen, a través de las características petrográficas y la geoquímica de elementos mayores y traza, que este cuerpo es de carácter peralcalino y pertenece al campo de los granitos intraplaca.

Formación San José

Corresponde a una secuencia sedimentaria que aflora en la Serranía La Lindosa, dentro de la plancha 350-San José, al suroccidente del centro poblado de San José del Guaviare. Fue definida por ^{Trumpy (1943)} como una sucesión sedimentaria de areniscas, posiblemente de edad Cretácica Inferior, que están expuestas en cercanías de la ciudad de San José del Guaviare. ^{Arango et al. (2011)} establecen que la Formación San José podría ser de edad Cretácica por una asociación de fósiles encontrados en el sitio Las Brisas, de especímenes como Tellina? sp. inc., Crasatella? sp. inc., Cardita? sp. inc., Toquesia? sp. inc., Nuculana? sp. inc., Crasatella? sp. inc., Lima? sp. inc., y Bivalvia? gen et sp. inc. Los ejemplares fueron asociados a especies del Cretácico colombiano, pero por su mal estado de conservación no se concluye de manera tajante su edad. Por su parte, la Formación de San José se subdivide de base a tope (Figura 3) en cuatro miembros: el Miembro Basal Ciudad de Piedra (objeto de estudio); el Miembro Caño El Retiro compuesto de lodolitas abigarradas de tonos violetas a amarillos y lodolitas arenosas a arenitas lodosas; el Miembro Los Túneles que se compone principalmente de cuarzo arenitas con bioturbación por Thalassinoides y el Miembro Superior, compuesto por cuarzo-arenitas blancas a beige de grano fino a medio, y con estratificación laminada, masiva y/o bioturbadas por Thalassinoides (^{Arango et al., 2011}) (Figura 3).

Miembro Basal Ciudad de Piedra. Reposando de manera discordante sobre la Sienita Nefelínica de San José del Guaviare, se encuentra el Miembro Basal Ciudad de Piedra (que es el objeto principal de estudio), con un espesor de 203,2 m con secciones de referencia en las vías que de las veredas Nuevo Tolima y La Pizarra llegan a Ciudad de Piedra. Compuesto principalmente de areniscas conglomeráticas abigarradas, los clastos que contiene en la base son angulosos; estas se encuentran interestratificadas con bancos delgados de areniscas de grano medio color amarillo. Hacia el tope, se encuentran los guijarros más redondeados y con mayor presencia de cuarzo, hay intercalaciones de lodolitas arenosas de mala selección, y en estos bancos se presentan skolithos verticales (^{Arango et al., 2011}) (Figura 3). De acuerdo con ^{Arango et al. (2011)}, en el área de Ciudad de Piedra se presentan bancos duros de cuarzoarenitas de estratificación suavemente ondulosa paralela, bioturbadas por skolithos.

Geomorfología

La unidad sedimentaria del Miembro Basal Ciudad de Piedra se presenta como mesetas que forman un a Formación San José en Ciudad de Piedra y de neises Guaviare, Colombia escarpe vertical con dirección este-oeste, mostrando un alto topográfico que conforma una estructura monoclinal de baja inclinación. Ciudad de Piedra se encuentra modelada sobre la parte superior de una de estas mesetas, en el tope del flanco NE de la estructura (Figura 4), y tiene un área aproximada de 2,4 km² entre las coordenadas 2°27'54.45" N y 72°42'76.26" W, y una altura que alcanza hasta los 415 m s. n. m., donde se destacan características de paisajes kársticos silíceos como columnas de roca (^{Arango et al., 2011}) y "ciudades de piedra", corredores y grietas kilométricas, como se describe en ^{Wray (2013)}. Las ondulaciones en el relieve son producto de la alternancia de cerros redondeados de no más de 100 metros de altura interrumpidos por peniplanicies que desde la base exhiben pendientes abruptas mayores de 70° alcanzando más de 200 m de altura, formando mesetas disectadas ortogonalmente, configurando un patrón de drenaje recto. En general este paisaje esta desarrollado en secuencias de capas gruesas a delgadas de cuarzoarenitas de grano fino a medio con esporádicos lentes de arena gruesa y guijos finos, con estratificación plano-paralela de forma regional y cuneiforme de manera local, lo que permite su distribución homogénea en sentido SEE-NWW en la Serranía La Lindosa (Figura 5).

Figura 5 Areniscas con signos de meteorización kárstica y skolithos visibles en vista de planta. 

Observaciones de campo

La parte superior tiene como referencia la sección tipo que aflora en la vía que une Ciudad de Piedra con San José del Guaviare, en el sitio turístico con el mismo nombre.

Las areniscas de Ciudad de Piedra en la zona de estudio son macroscópicamente homogéneas y están compuestas principalmente de cuarzo. Se observan estratificaciones cruzadas, grano decrecimiento desde areniscas conglomeráticas a limolitas, bioturbación y erosión preferencial conservando los icnofósiles o tubos de gusano (Figura 5).

El color predominante de la roca fresca es blanco, y ocasionalmente se ven manchas rojizas a amarillentas causadas por hidróxidos de hierro en la superficie, sobre todo a lo largo de fracturas. En las partes exteriores se encuentran fuertemente afectadas por la meteorización y disolución kárstica, muy común en rocas siliciclásticas en climas tropicales (^{Piccini y Mecchia, 2009}), parcialmente agravado por fuertes vientos en las épocas invernales; las superficies toman un color grisáceo a negro por depositación de polvo, eventualmente relacionado con los abundantes incendios, pero también debido al crecimiento de microorganismos y líquenes que se alimentan del sustrato y de nutrientes aerotransportados. Macroscópicamente, no se observó reacción con ácido clórico, lo cual indica la ausencia de calcita; tampoco hay magnetismo reconocible con imanes fuertes, lo que indican una baja proporción de minerales como magnetita.

Petrografía

Ciudad de Piedra: en la sección delgada de la muestra CPSJG-03 se determinó un tamaño de grano arena gruesa a media (Figura 6) con 93% de cuarzo monocristalino, en su mayoría, alrededor de un 6% de porosidad y menos del 1% de minerales accesorios como circón o/y apatito de formas euhedrales con prismas alargados (Figura 7). Exhibe mayoritariamente dos poblaciones de granos de cuarzo: la primera monocristalina con esfericidad buena y alta redondez y la segunda con baja esfericidad, buena redondez y extinción ondulante; ambas de tamaño predominantemente arena media y gruesa, con cemento silíceo en sobrecrecimiento de granos de cuarzo, así como bahías de corrosión. La muestra corresponde a una cuarzoarenita de grano medio a grueso moderadamente bien seleccionada según ^{Nichols (2009)}.

Figura 6 Histograma de conteo de la granulometría de cuarzoarenita de la muestra CPSJG-03 donde se observa el predominio de granos gruesos (2 mm) a medianos (1 mm). Eje Y, frecuencia (número de conteos); eje X, tamaño de grano. 

Figura 7 Microfotografía de cuarzoarenita (muestra CPSJG-03) en sección delgada donde predominan granos de cuarzo (Qz), algunos espacios intergranulares (Po=poros en azul) y circones (Zn). Objetivo de 5x = 50x magnificación. A. Luz polarizada con nicoles paralelos (PPL). B. Luz polarizada con nicoles cruzados (XPL). 

Adicional al cuarzo monocristalino, se observó alrededor del 5% de cuarzo policristalino con contactos suturados, de los cuales se presume una procedencia metamórfica, de acuerdo con ^{Ulmer-Scholle etal. (2014)}. El sedimento se encuentra en un estado de madurez textural III, según ^{Ulmer-Scholle et al. (2014)}, dado que no fue observada una cantidad apreciable de arcilla, y se evidenció un 49% de granos muy bien redondeados con un porcentaje similar de granos con alta esfericidad.

Los contactos entre los granos son cóncavoconvexos, lo que sugiere la disolución como consecuencia de las presiones relativamente altas en estos puntos, pero no hay indicaciones de metamorfismo. La disolución parcial produce cemento silíceo, lo que da al conjunto de rocas una alta resistencia.

Los skolithos visibles macroscópicamente (ver Figura 5) no fueron diferenciados en sección delgada.

Nuevo Tolima y Cerro Azul: a continuación, se describen las muestras analizadas de las cuatro secciones delgadas de muestras, obtenidas en las localidades de Nuevo Tolima y Cerro Azul, sitios conocidos por sus pinturas rupestres. Son clasificadas como cuarzoarenitas a sublitoarenitas, lo cual confirma la predominancia de cuarzo (>90%) con variables contenidos de líticos de feldespatos y de cuarcitas, microcristalinos volcánicos, circón, moscovita y opacos; esto muestra un aumento en la cantidad de cemento silicio y una disminución en la porosidad interna en comparación con las analizadas en Ciudad de Piedra, y en general de contactos suturados y rectos.

Cuarzoarenita (muestra CG1) localidad Nuevo Tolima segmento basal: corresponde a una cuarzoarenita con pigmento y liquen superficial, algunos granos de cuarzo alcanzan hasta 3 mm de diámetro, en su mayoría, con inclusiones submicroscópicas. Contiene líticos de cuarcitas y microcristalinos volcánicos, circones y opacos. No presenta estructuras internas, pero los cristales elongados parecen estar orientados en un sentido preferencial. El contacto entre los granos es completo, recto a suturado, y el cemento silicio une los granos (Figura 8).

Figura 8 Microfotografías de areniscas de la Formación San José, muestra CG1 Nuevo Tolima. A. Contactos suturados entre los granos de cuarzo y circón como accesorio. B. Líticos volcánicos y contactos rectos y suturados. 

Cuarzoarenita (muestra CG2) localidad Nuevo Tolima Mural 1, segmento medio: La muestra corresponde a una cuarzoarenita de grano medio a grueso. El contacto entre los granos es completo, recto y suturado con cemento silicio. Presentan líticos de cuarcitas y microcristalinos volcánicos. Ocasionalmente, se observan inclusiones dentro del cuarzo y algunos cristales elongados en sentido preferencial (Figura 9). Sin estructuras internas definidas.

Figura 9 Microfotografías de areniscas de la Formación San José, muestra CG2 Mural 1, Nuevo Tolima, segmento medio con pinturas rupestres. A. Cemento silicio con intercrecimiento por diagénesis de los cristales de cuarzo (círculo azul). B. Contactos suturados (círculo verde) y contactos rectos (círculo amarillo) entre los granos de cuarzo (Qz) y líticos (Lit). 

Cuarzoarenita (muestra M2) localidad de Cerro Azul piso 1: Corresponde a una cuarzoarenita de grano grueso, algunos granos alcanzan hasta los 2 mm de longitud con un sorteamiento moderado. En general, se evidencian bahías de corrosión en los cristales de cuarzo y líticos de cuarcitas y microcristalinos volcánicos. El contacto entre los cristales es completo, recto y suturado (Figura 10). En PPL se reconoce muy bien el borde de los cristales detríticos redondeados con cemento silicio de intercrecimiento. No presenta estructuras internas.

Figura 10 A. y B. Microfotografías de arenisca de la Formación San José, muestra M2 en el sector de Cerro Azul mostrando contactos suturados entre los granos de cuarzo (Qz) y circón (Zr). 

Cuarzoarenita (muestra CG50) localidad de Cerro Azul piso 2: Corresponde a una cuarzoarenita de grano grueso a muy grueso con cristales que alcanzan hasta los 2.5 mm de longitud. Presenta cuarzo, feldespato, circón, moscovita, opacos y líticos de cuarcitas. En general, no presenta estructuras internas. Contactos completos y rectos en ocasiones suturados, cemento silicio uniendo los cristales e intercrecimiento de granos de cuarzo por alta diagénesis (Figura 11).

Figura 11 Microfotografías de arenisca de la Formación San José, muestra CG50 del Mural 1-Cerro Azul, segmento medio con pinturas rupestres. A. Contactos rectos (círculo amarillo) entre los granos de cuarzo (Qz), feldespatos (Flp) y líticos (Lit). B. Cemento silicio e intercrecimiento por diagénesis (círculo azul). 

Resumen de las características principales de las areniscas analizadas

La comparación entre las areniscas analizadas de Ciudad de Piedra, de Nuevo Tolima y Cerro Azul no deja ver diferencias remarcables, lo que confirma su pertenencia a la misma unidad estratigráfica. Los tamaños de grano de los cristales de cuarzo varían principalmente entre grueso (2 mm) a medio (1 mm) con extremos hacia muy grueso y fino (cf.Figura 6). Los contactos entre los granos son completos, rectos y a veces suturados; el alto contenido de cemento silicio e intercrecimiento de granos de cuarzo producido por alta diagénesis, y posiblemente un metamorfismo débil (no se observa extinción ondulosa), une los cristales y elimina prácticamente toda la porosidad abierta y cerrada, dándole una estabilidad aparente contra meteorización física y química relativamente alta. Este hecho está confirmado también por la falta de estructuras sedimentarias relícticas visibles en sección delgada, aunque macroscópicamente se las puede observar de vez en cuando, sobre todo en zonas con mayores contenidos de filosilicatos.

Geocronología de circones detríticos de areniscas de la Formación San José, Miembro Basal Ciudad de Piedra

Los circones tienen longitudes entre 60 y 1000 um (Figura 12). En general los bordes están redondeados, ya no reflejan la forma del cristal original magmático o metamórfico, lo que confirma su abrasión durante el transporte, junto con los granos de cuarzo, antes de formar parte de las cuarzoarenitas. Una gran parte de los circones es isométrica, sea por crecimiento o por abrasión, mientras otros muestran ejes alargados paralelos a c con relaciones 4:1 a 2:1 (Figura 13-2, 1311, 13-22, 13-23). Algunos tienen forma bipiramidal, otros dejan ver diferentes zonas o fracturas. En imágenes de cátodoluminiscencia (Figura 12C) se evidencian los diferentes pulsos de crecimiento de los circones, mejor representado cuanto más antiguo sea el núcleo y más joven el borde. La zonación fina oscilante es típica de crecimiento a partir de magmas (^{Corfu et al., 2003}), áreas más homogéneas probablemente han recibido reorganización cristalina por metamorfismo, que en algunos casos también indujo crecimiento de nuevos bordes. Los contenidos de uranio (U) medidos por LA-ICP-MS varían entre 23 y 2170 ppm, con mayor frecuencia debajo de 500 ppm, de plomo (Pb) entre 11 y 1886 ppm y de torio (Th) entre 5 y 2000 ppm. La relación Th/U vs U tiene una cierta dispersión, pero se concentra en valores Th/U menores de 1 (Figura 14 y Anexo A). Las edades calculadas indican picos entre 1000 y 1800 Ma (Figura 15).

Figura 12 A. Imagen BSE del montaje pulido en resina epóxica para datación mediante LA-ICP-MS de los circones. B. Imagen MEB y espectro composicional EDS mostrando los elementos Zr, Si y O (representativo) del circón, el pico de carbono se debe al recubrimiento de grafito. C. Imagen de cátodoluminiscencia de circón extraído de la muestra CPSJG-01. 

Figura 13 Imágenes de circones (Zrnc_1-23 de 83 cristales en total, ver Anexo A) en los montajes de grano analizados mediante LA-ICP-MS para la medición de isótopos de U-Th-Pb y las edades en millones de años calculadas (en rojo), los datos en amarillo fueron tratados como discordantes y no están incluidos en los cálculos. Los puntos redondos corresponden a las áreas donde el láser evaporó material para análisis de las relaciones isotópicas. 

Figura 14 Relación Th/U vs U (ppm) de los circones analizados de las areniscas de la Formación San José. 

Figura 15 A. Probabilidad relativa de edades en los circones de las areniscas de la Formación San José. B. Diagrama concordia de los datos obtenidos a partir de la relación ²⁰⁶Pb/²³⁸U vs ²⁰⁷Pb/²³⁵U en los circones. C. Gráfico de estandarización estimada para el rango de edades obtenidas que muestra 4 picos principales con una edad máxima aproximada de 1105 Ma y una mínima de 1643 Ma (ver Anexo A). 

Para los circones analizados de las areniscas de la Formación San José fueron identificados dos picos principales con edades aproximadas de 1310 y 1540 Ma. Los resultados en el gráfico de estandarización estimada permitieron definir la probabilidad de mayor concentración de las edades diferenciadas en 4 picos: el principal de 1306+4 Ma, donde se concentra el 44% de los datos, seguido de 1536+4 Ma con el 31% y en menor proporción un pico 1105+6 Ma con el 15% y otro de 1643+22 Ma que acumula el 10% de los datos obtenidos (Figura 15).

Geocronología de neises del Complejo Guaviare, vereda Jordán Alto

Los circones obtenidos de neises del basamento Proterozoico de la vereda Jordán Alto-El Capricho, son prismáticos a subhedrales, con tamaños entre 300 y 100 μm; la mayoría presentan algunas estructuras núcleo-manto con anillos concéntricos e inclusiones de otros minerales. Sus relaciones isotópicas bastante homogéneas permitieron calcular una edad concordante de 1317+4 Ma (MSWD = 0,96) (Figura 16), interpretada como la edad pico del metamorfismo que afecta el protolito.

Figura 16 Diagrama concordia que muestra la edad calculada de 1317+4 Ma (MSWD 0,96) en los circones de neises del Complejo Guaviare, aflorantes en cercanías a la vereda Jordán Alto. Los datos se representan con errores 2a (ver Anexo B). 

Geocronología del basamento y del Miembro Ciudad de Piedra

La edad U/Pb de 1317+4 Ma aquí obtenida en los circones del denominado Neis de Termales (^{Maya-Sánchez etal., 2018}; ^{Amaya-López etal., 2020}) concuerda con las edades reportadas por ^{Amaya-López et al. (2020)} para esta unidad y para la Anfibolita de Unilla, pertenecientes al Complejo Guaviare de 1312±5 y 1313±8 Ma, respectivamente; esto confirma la existencia de un basamento de características metamórficas con una ubicación espacial y temporal intermedia entre la región más oriental de Colombia, perteneciente a la Provincia Geocronológica Rio Negro-Juruena (^{Tassinari y Macambira, 1999}) con edades entre 1,8 y 1,5 Ga (^{Ibáñez-Mejía et al., 2015}; ^{Cordani et al., 2016}; ^{Bonilla, 2019}; ^{Bonilla et al., 2019}), y la región más occidental del Cratón Amazónico representada por la Provincia Geocronológica Sunsás (^{Tassinari y Macambira, 1999}), con edades entre 1,2 y 0,95 Ga, que en Colombia ha sido denominada Orógeno Putumayo y cuya edad fue extendida entre 1,45 y 0,98 Ga (^{Ibáñez-Mejía et al., 2015}).

^{Amaya-López et al. (2020)} interpretan estas edades del Complejo Guaviare de 1,3 Ga como la edad pico del metamorfismo que afecta el protolito con un origen de material mantélico con contaminación cortical, relacionado con magmatismo en arcos extensionales, y reconocen que el metamorfismo que afectó estas rocas es de grado bajo a medio, sucedido posiblemente entre 1,28 Ga y 0,6 Ga. Según esto, sería necesario involucrar al Complejo Guaviare como rocas intrusivas y deformadas dentro del Orógeno Putumayo (1,45-0,98), como es propuesto por ^{Amaya-López et al. (2020)}, en donde este magmatismo asociado a rift solo fue deformado dentro del Orógeno Putumayo, a pesar de que también afectó la Provincia Rio Negro-Juruena, como por ejemplo el granito rapakivi de Matraca sin deformación con una edad de 1,35 Ga, reportado 380 km más al oriente en el departamento de Guainía (^{Bonilla et al., 2016}). Esta idea concuerda con edades entre 1,3 y 1,2 Ga de protolitos ígneos documentadas en los macizos de Garzón y Las Minas (^{Ibáñez-Mejía et al., 2015}). Otra idea sería extender el basamento de la Provincia Rio Negro-Juruena hacia el occidente, unos 200 km hasta lo que hoy en día es San José de Guaviare, e incorporar el Complejo Guaviare dentro de esta provincia, que en su borde occidental sufriría metamorfismo relacionado con la acreción del Orógeno Putumayo.

Nuestras observaciones y resultados nos hacen apoyar la idea de que en Colombia existe una tercera provincia, como lo plantean ^{Cordani y Teixeira (2007)} (Figura 1), en donde el Complejo Guaviare forma parte de un basamento ígneo-metamórfico perteneciente a una Provincia Geocronológica intermedia como Rondonia-San Ignacio (1,55-1,3 Ga) descrita en el SW del Cratón Amazónico (^{Tassinari y Macambira, 1999}). Las edades documentadas por ^{Ibáñez-Mejía et al. (2015)} en los macizos de Garzón y Las Minas son registro de un aporte de este basamento a las rocas que conformarían el Orógeno Putumayo y así mismo para todos los sedimentos con edades de ~1,3 Ga encontrados en estudios de proveniencia (p. ej.: en este estudio Miembro Basal Ciudad de Piedra) de varias cuencas colombianas. La extensa cobertera Fanerozoica aún no permite concluir el origen y relación de este basamento, y solo estudios posteriores podrán revelar su historia.

Los circones sedimentarios analizados del Miembro Basal Ciudad de Piedra, con picos entre 1000 y 1800 Ma (Figura 15), reflejan procesos magmáticos y eventualmente metamórficos durante el Proterozoico, pertenecientes al Cratón Amazónico. Incluso, se indican edades remanentes o heredadas arquéanas de 2,3 a 2,4 Ga, es decir, provenientes de los núcleos más antiguos del Cratón Amazónico (^{Tassinari y Macambira, 1999}; ^{Kroonenberg, 2019}). El pico cercano a 1,8 Ga corresponde al basamento metamórfico de la Provincia Rio Negro-Juruena (^{Tassinari y Macambira, 1999}), en Colombia, descrito como Complejo Mitú (^{López et al., 2007}), y cuyas rocas han sido diferenciadas como un basamento ígneo-metamórfico con edades entre 1,72 y 1,8 Ga (^{Bonilla, 2019}; Bonilla et al., 2019). Los picos que se encuentran hacia 1,6-1,5 Ga están relacionados con la intrusión de granitos tardi-orogénicos y anorogénicos aflorantes en todo el NW del Cratón Amazónico (^{Gaudette et al., 1978}; Gaudette y Olszewski, 1985; ^{Ibáñez-Mejía et al., 2015}; ^{Cordani et al., 2016}; ^{Veras et al., 2018}; Bonilla, 2019), y el pico de 1,3 Ga coincide con granitos anorogénicos reportados en el departamento del Guainía (^{Bonilla et al., 2016}), rocas del Complejo Guaviare (^{Maya-Sánchez et al., 2018}; ^{Amaya-López et al., 2020}) y las edades de 1317+4 Ma aquí reportadas para rocas del basamento en la vereda Jordán Alto-Cerritos. Finalmente, el pico de 1,0 Ga resalta como fuente las rocas asociadas a la Provincia Sunsás (Tassinari y Macambira, 1999), o también llamada en Colombia Orógeno Putumayo (^{Ibáñez-Mejía et al., 2015}), en relación con la formación del supercontinente Rodinia (^{Hoffman, 1991}), a partir de la colisión de Amazonia-Báltica-Laurentia, evidenciada por intrusiones de gabros relacionadas con rifting continental más al oriente (^{Bonilla et al., 2020}). Las nuevas edades obtenidas con el método U-Pb mediante LA-ICP-MS en circones de la Formación San José y del neis del basamento indican que el aporte de los sedimentos que conformaron esta unidad fue restringido a rocas que conforman los Complejos Mitú, Guaviare y Garzón.

Areniscas de la Formación San José en contexto con las rocas sedimentarias del Oriente Colombiano

Las secuencias sedimentarias que afloran hacia el oriente colombiano a menudo parecen muy similares, y su identificación detallada requiere correlaciones estratigráficas y geocronológicas no triviales. ^{Gansser (1954)} describe secuencias sedimentarias que afloran en las mesas de Mapiripán, Yambí, Inírida, Serranía de San José del Guaviare y la zona del Salto del Araracuara en el Río Caquetá, infiriendo que eran equivalentes al Miembro Superior de la Formación Roraima. Sin embargo, la Formación Roraima, una secuencia de areniscas de 3000 m de espesor que forma serranías y mesetas con alturas encima de 2000 m en Venezuela y Brasil, se depositó entre 1,9 y 1,8 Ga (^{Santos et al., 2003}).

Las serranías de Naquén, Caranacoa, La Pedrera y Machado (Taraira), con dirección ~N-S, corresponden a areniscas con signos variables de metamorfismo (algo que no exhibe la Formación Roraima, pese a su mayor edad), y pertenecen a una secuencia metasedimentaria que cubre partes del norte de Brasil hasta estas cadenas prominentes en los departamentos del Vaupés y Guainía, a la cual se ha dado el nombre Formación Tunuí (^{Renzoni, 1989a}, 1989b; ^{Kroonenberg, 2019}). Nuestras propias observaciones (^{Bonilla et al., 2019}) coinciden con esta apreciación, diferente a autores como ^{Galvis et al. (1979)} y ^{Huguett et al. (1979)}. El rango de depositación de las pelitas, arenas y conglomerados es entre 1580 y 1480 Ma, probablemente en una cuenca tipo molase que fue parcialmente metamorfoseada durante la Orogénesis Grenvilliana (^{Kroonenberg, 2019}).

Otro grupo de sedimentos, que no exhiben signos de metamorfismo, representa la Formación Piraparaná, con afloramientos en el Raudal Yaca-Yaca en el Río Vaupés hasta el Río Piraparaná en el sur, en el Río Caquetá y el Río Apaporis. Consiste en conglomerados polimícticos y arenas arcósicas, mezcladas con material piroclástico, lo que condujo a ^{Galvis et al. (1979)} y ^{Huguett et al. (1979)} a considerarlos equivocadamente como una unidad volcanosedimentaria. Su relación y edad queda dudosa, pero parece del Neoproterozoico, en contexto espacial y temporal con la Orogénesis Grenvilliana (^{Ibáñez-Mejía, 2010}; ^{Kroonenberg, 2019}).

Posteriormente, en el Fanerozoico, sobre todo areniscas del Ordovícico (la Formación Araracuara), posiblemente del Cretácico como La Lindosa y sedimentos Neógenos, cubren grandes áreas del basamento, mientras que de otras épocas geológicas no hay registro.

Como revelaron edades U-Pb y (U-Th)/He en circones detríticos, hasta la transición del Oligoceno al Mioceno (23-26 Ma) la fuente principal del material que rellenaba la Cuenca Llanos era el Cratón Amazónico, y, después, en el transcurso del levantamiento de la Cordillera Oriental, la región andina (^{Horton et al., 2010}).

En la región de Araracuara, estudiada por ^{Herrera y Velásquez (1978}), ^{Galvis et al. (1979)}, ^{Bogotá (1982)} y ^{Thery et al. (1984)}"afloran unos 200 a 350 m de areniscas cuarzosas con esporádicas intercalaciones de limolitas grises, verdosas y rojizas. EI contenido fosilífero (Bogotá, 1982; Thery et al., 1984) incluye restos mal conservados de trilobites, icnofósiles (Cruziana furcifera, Skolitos, Fucoides), braquiópodos (Lingulela sp.) y diversas especies de acritarcos, que en conjunto caracterizan el piso Arenigiano e indican un ambiente marinosomero" (^{Mojica y Villarroel, 1990}).

El Mapa Geológico de Colombia (^{Gómez-Tapias et al., 2015a}, 2015b) y varias planchas geológicas asignan áreas grandes del basamento a unidades sedimentarias ordovícicas, incluida la Serranía de Chiribiquete (ej. Figura 3.36 en ^{Kroonenberg, 2019}). En este mapa de la Figura 3.36, la Serranía La Lindosa aparece igualmente como parte de la Formación Araracuara formada hace ~488 Ma, un concepto que empezó a cambiarse a partir de la publicación del Mapa Geológico de Colombia (^{Gómez-Tapias et al., 2007}), cuyos autores la asignaron al Cretácico, al igual que lo hizo posteriormente ^{Arango et al. (2011)}.

Sin embargo, por ejemplo, el Gabro de Caño Viejita en el departamento del Vichada, cuya edad de cristalización pudimos determinar entre 975+9 y 1002+21 Ma (^{Bonilla et al., 2020}), parece tener un contacto intrusivo con las areniscas en su borde norte, lo que significaría que estas areniscas no pueden tener una edad posterior, no obstante, en el Mapa Geológico (^{Gómez-Tapias et al., 2015a}, ^2015b) son asignados al Ordovícico. También otro gabro ~10 km al occidente del Gabro Viejita (Cerro Siare) corta verticalmente una secuencia de areniscas, como fue reportado por ^{Franco (2002)}, quien describe en detalle una columna de 372 m de subarcosa a areniscas cuarzosas y conglomeráticas y la asigna como parte de la Formación Mapiripana de edad Mesoproterozoica.

Es importante recalcar que la datación y asignación cronoestratigráfica de areniscas y sedimentos en el oriente colombiano en general, tiene todavía muchos desafíos; al igual, se debe tener en cuenta que se están empezando a reconocer cada vez más diferenciaciones en rocas magmáticas y metamórficas que hace algunos años eran simplemente parte del Escudo Guayanés.

Sin embargo, este estudio no puede dar suficientes datos para determinar si la Formación San José, nombre dado por ^{Trumpy (1943)}, tiene ciertamente una edad Cretácica u Ordovícica perteneciente más bien a la Formación Araracuara de ^{Galvis et al. (1979)}. Para ser integrados en las arenas de las hoy areniscas de San José durante el Ordovícico se hubiera requerido un levantamiento y erosión relativamente rápido, pero no imposible y una depositación de arenas relativamente maduras y bien clasificadas. Lo cierto es, que todavía no hay suficiente registro y/o análisis de los eventos posteriores durante unos 350-400 Ma, hasta la edad de depositación más joven, postulada durante el Cretácico, lo cual impide dar un veredicto basado en datos y no en modelos generales.

Formación del paisaje de Ciudad de Piedra

Los procesos kársticos en rocas siliciclásticas (^{Depetris et al., 2014}) son fundamentales para entender las geoformas llamativas en el área. Reflejan la combinación de varios factores endógenos y exógenos: una tectónica no inactiva, pero relativamente tranquila durante los últimos millones de años, especialmente a partir del desacoplamiento con las orogénesis andinas y procesos intrusivos evidenciados por última vez en la zona por la Sienita Nefelínica de San José del Guaviare, a finales del Precámbrico (^{Muñoz-Rocha et al., 2019}). Se dio una consolidación de sedimentos fluviales probablemente cretácicos que, sin evidencias visibles de una cobertura posterior, han sido levantados a las alturas actuales, o más altas todavía, evidenciados durante el Jurásico (~ 180 Ma) en apatitos del Gabro de Caño Viejita (^{Bonilla et al., 2020}). De allí en adelante, han sido expuestos a procesos de meteorización hasta hoy en día (y probablemente no interrumpido por las glaciaciones cuaternarias) en un clima tropical pluvioso durante los últimos millones de años. La meteorización kárstica de rocas carbonáticas es evidente en muchas partes del mundo, incluido Colombia, y ha sido estudiada desde los primeros días de la geología moderna. Pero el estudio de la disolución kárstica en rocas siliciclásticas es relativamente nuevo y se ha desarrollado a partir del entendimiento de geoformas con poca vegetación como los badlands (^{Dill et al., 2020}), incluidas la formación de gullies y wadis en el marco de una red de procesos climáticos, neotectónicos e hidrológicos.