Petrografía

Se realizó el análisis petrográfico de 68 secciones delgadas y se integró la información de todos los segmentos para un total de 480 análisis petrográficos. Se utilizaron microscopios petrográficos Leitz y Olympus bajo luz polarizada para las cuales se hicieron conteos mineralógicos de 300 puntos por muestra. Las rocas se clasificaron siguiendo los diagramas propuestos por Streckeisen (¹⁹⁷⁶, ¹⁹⁷⁸) y Le Maitre et al. (²⁰⁰²). Se recopilaron los análisis petrográficos realizados por Zuluaga et al. (²⁰⁰⁹) para la AG; González et al. (^2015a, ^2015b, ^2015c) para la SSL y Rodríguez et al. (^2015f) para el VSM.

Litogeoquímica

Se realizaron análisis geoquímicos de roca total en el laboratorio del SGC en Bogotá a 48 rocas de la SNSM y se compilaron 145 análisis adicionales del VSM, SSL, SNSM y AG (^{Zuluaga et al., 2009}; ^{González et al., 2015a}, ^2015b, ^2015c; ^{Quandt et al., 2018}; ^{Rodríguez et al., 2018}). Los óxidos mayores se determinaron aplicando fluorescencia de rayos X en un espectrómetro AXIOS Mineral analítico, que incluye elementos traza como V, Mo, Nb, Ta, W, Zr y Hf. Se utilizaron como estándares MRC-GSR-2 y MRCBHVO- 2. Los óxidos mayores se cuantificaron a partir de muestras fundidas con metaborato y tetraborato de litio, mientras que los elementos trazas a partir de muestras prensadas. Para el análisis de elementos traza, se usó un espectrómetro de masas con plasma inductivamente acoplado, ICP-MS, Perkin Elmer NEXION. Las muestras se disolvieron gradualmente en ácidos inorgánicos fuertes (HF, HNO₃, HClO₄ y HCl). El proceso se realizó en un sistema abierto utilizando varias rampas de temperatura y tiempos de calentamiento. Para interpretar los óxidos principales, los valores se recalcularon considerando la pérdida en la ignición (LOI). Los diagramas petrográficos y geoquímicos se obtuvieron usando el software GCDkit de Janoušek et al. (²⁰⁰⁶).

Geocronología U-Pb en circón

Las dataciones U-Pb en circón se realizaron en el Laboratorio de Ablación Láser del SGC y en el Laboratorio de Estudios Isotópicos del Centro de Geociencias de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM). Las tablas de resultados se presentan en la Tabla TS7 y la interpretación de cada edad puede ser consultada en Rodríguez et al. (^2019b).

Los análisis isotópicos se realizaron en el Laboratorio de Ablación Láser del SGC, utilizando un espectrómetro de masas de plasma de acoplamiento inductivo ELEMENT 2™, acoplado a un sistema de ablación láser Photon Machines con un láser de excitación de 193 nm. Los tiempos de integración de 0-32 s se utilizaron para la línea de base, mientras que los tiempos de integración de 32,5 - 7 s se utilizaron para las muestras y los estándares de referencia. Los puntos de ablación fueron de 30 μm de diámetro, como estándares de referencia se utilizó Plešovice (337,13 ± 0,37 Ma; ^{Sláma et al., 2008}), 91500 (1065 Ma; ^{Wiedenbeck et al., 1995}) y Dromedary (^{Schoene et al., 2015}). La reducción de los datos se realizó utilizando el software Iolite IGORPro (^{Paton et al., 2011}), y los resultados se corrigieron para obtener una pista común según el modelo de Stacey y Kramers (¹⁹⁷⁵). La discordancia se evaluó en función del diferencial entre las edades de ²⁰⁶Pb/²³⁸U y ²⁰⁷Pb/²³⁵U. Las edades de la muestra se calcularon utilizando los valores medios ponderados de las edades ²⁰⁶Pb/²³⁸U para cristales <800 Ma y las edades ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb para cristales >800 Ma. Los resultados finales se presentan discriminando a dos desviaciones estándar y los cálculos de las edades y los gráficos geocronológicos se hicieron con el programa Isoplot V4.15 (^{Ludwig, 2012}).

En el Laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI) en el Centro de Geociencias de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), campus Juriquilla, se dataron siete muestras de la SNSM, empleando un Thermo X series QICPMS acoplado a un Resonetics, estación de trabajo láser excimer Resolución M050. Los procedimientos y equipos se describen en detalle en Solari et al. (²⁰¹⁰). Los puntos analizados fueron de 23 micrómetros. Las incertidumbres de 2σ propagadas se lograron según Paton et al. (²⁰¹⁰). Las proporciones ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, edades y errores se calcularon según Petrus y Kamber (²⁰¹²). Las concentraciones de U y Th fueron calculadas empleando un circón estándar externo de acuerdo a Paton et al. (²⁰¹⁰). Junto con las edades U-Pb se obtuvieron los elementos trazas de los circones. La interpretación de las edades de la SNSM se encuentra en el trabajo de Rodríguez et al. (^2019b).

Petrografía

En sentido oeste-este el plutonismo del arco muestra cambios composicionales entre los dos cinturones. En el VSM el Cinturón Occidental pasa de dioritascuarzomonzodioritas - cuarzomonzonitas a monzogranitos en el Cinturón Oriental. En la SNSM el Cinturón Occidental pasa de tonalitas-granodioritas a monzogranitos y sienogranitos en el Cinturón Oriental; presentando un cambio espacial transicional en la composición (Figura 3A, 3B).

El Cinturón Occidental en el norte del VSM, está constituido por stocks de cuarzomonzonitas y monzonitas y en el sur varía a stocks y batolitos de cuarzomonzodioritas, dioritas y ocasionalmente charnoquitas con plagioclasa (Pl) + feldespato alcalino (Kfs) + cuarzo (Qtz) (<20%) ± hornblenda (Hbl) ± biotita (Bt) ± clinopiroxeno (Cpx) ± ortopiroxeno (Opx). Presentan minerales accesorios como opacos (Op), apatito (Ap), circón (Zrn) y titanita (Ttn) (^{Rodríguez et al., 2018}) (Figura 3A). En la SSL corresponden a cuerpos batolíticos de granodioritas y monzogranitos con subordinadas facies de tonalitas, charnoquitas y cuarzomonzodioritas, constituidos por Pl + Kfs + Qtz (≥20%) ± Hbl ± Bt ± Cpx ± Opx, con minerales accesorios como opacos, apatito y circón. En la SNSM corresponde a un cuerpo batolítico compuesto por tonalitas y granodioritas con monzogranitos y cuarzodioritas subordinadas; está constituido por Pl + Kfs + Qtz (≥20%) + Hbl + Bt y como minerales accesorios tiene opacos, apatito, circón y titanita. En la AG se presenta un stock de composición tonalítica y granodiorítica, constituidos por Pl + Kfs + Qtz (≥20%) + Hbl + Bt y como minerales accesorios tienen opacos, apatito, circón y titanita (Figura 3A).

Las rocas de los plutones del Cinturón Occidental muestran variación en la composición modal en sentido sur-norte: predominan hacia el sur, en el VSM, los plutones de composición cuarzomonzodiorítica a cuarzomonzonítica con menores contenidos de cuarzo ≤20% y mayores contenidos de minerales máficos como hornblenda y biotita con presencia ocasional de clinopiroxeno y ortopiroxeno. En el sector central, SSL, los plutones son principalmente tonalíticos, granodioríticos hasta monzograníticos, tienen mayores contenidos de cuarzo ≥20% y disminuyen los minerales máficos como hornblenda y biotita y ocasionalmente se presenta clinopiroxeno y ortopiroxeno en las rocas menos diferenciadas. En el sector norte, SNSM y AG, los plutones están constituidos principalmente por tonalitas y granodioritas, con cuarzo >20% y una disminución de los minerales máficos como hornblenda y biotita.

El Cinturón Oriental solo aparece en el VSM y la SNSM, y no se presenta en la SSL y la AG debido a la menor información geológica y a la cubierta volcánica del AMSM que no permite que afloren los plutones orientales. Macroscópicamente corresponden a granitos rosados. En el VSM, lo conforman stocks y batolitos principalmente compuestos por monzogranitos y en menor proporción rocas monzoníticas, con Kfs + Pl + Qtz (>20%) + Bt ± Hbl ± Cpx, y minerales accesorios como opacos, apatito, circón, titanita ± allanita (^{Rodríguez et al., 2018}). En la SNSM aflora en la vertiente oriental cuerpos batolíticos de monzogranitos y sienogranitos, con escasas granodioritas. Estos plutónes están constituidos por Qtz (≥20%) + Pl + Kfs + Bt ± Hbl, como minerales accesorios tiene opacos, apatito, circón y titanita (Figura 3B, Tabla TS1).

Figura 3 Composición modal de los plutones del AMSM a partir del Diagrama de Clasificación QAP de Streckeisen (¹⁹⁷⁶). A. Plutones del Cinturón Occidental en los segmentos VSM, SSL, SNSM y AG. B. Plutones del Cinturón Oriental en los segmentos VSM y SNSM. Campos del diagrama de Streckeisen (¹⁹⁷⁶) 1) monzonita, 2) monzodiorita, 3) diorita, 4) cuarzo diorita, 5) cuarzo monzodiorita, 6) cuarzo monzonita, 7) sienogranito, 8) monzogranito, 9) granodiorita, 10) tonalita, 11) granito de feldespato alcalino, 12) sienita de feldespato alcalino y 13) cuarzosienita. 

Las rocas del Cinturón Oriental muestran variación en la composición modal en sentido sur-norte: predominan hacia el sur en el VSM, los plutones de composición monzogranítica y subordinada monzonítica, y en la SNSM los plutones de composición granodiorítica, monzogranítica y sienogranítica, mostrando un mayor enriquecimiento en feldespato de potasio (Figura 3).

Litogeoquímica

Un total de 191 análisis geoquímicos de óxidos mayores, elementos traza y tierras raras (REE) han sido obtenidos de los cuerpos plutónicos Jurásicos en los segmentos VSM, SSL, SNSM y AG, incluyendo los datos publicados por González et al. (^2015a, ^2015b, ^2015c), Ríos-Blandón (²⁰¹⁶), Rodríguez et al. (²⁰¹⁸) y Quandt et al. (²⁰¹⁸) y los obtenidos para este trabajo (Tabla TS2).

Los granitoides jurásicos presentan disminución de TiO₂, Al₂O₃, MgO, CaO, FeOt y P₂O₅, y aumento de K₂O y Na₂O con el aumento de SiO₂ y dispersión de los contenidos de K₂O y Na₂O (Figura 4). Las rocas de los plutones del Cinturón Oriental presentan predominio de valores menores de TiO₂, Al₂O₃, MgO, CaO y FeOt respecto a las rocas del Cinturón Occidental. En el VSM el contenido de SiO₂ y K 2O aumenta de oeste a este. Ambos cinturones en conjunto presentan un patrón continúo de diferenciación magmática.

Los contenidos de TiO₂ son mayores en el Cinturón Occidental con predominio de contenidos entre 0,6 y 1,2%, mientras en el Cinturón Oriental los contenidos predominan entre 0,1 y 0,5%, además, los valores de TiO₂ son ligeramente más altos y más bajos en Al₂O₃ en la SSL. Un comportamiento similar se presenta para el CaO, en el Cinturón Occidental los contenidos son más altos que en el Cinturón Oriental con valores predominantes entre 3 y 8% y entre 1 y 4% respectivamente. Aunque el Na₂O y el K₂O son móviles, hay leve incremento de estos dos óxidos con el aumento de SiO₂ del Cinturón Occidental al Cinturón Oriental. Los diagramas de Harker sugieren que la diferenciación magmática del AMSM se dio de manera continua o que la evolución del arco fue progresiva en el tiempo.

El contenido de SiO₂ aumenta de sur a norte y de oeste a este en el arco, con mayores frecuencias de valores en SiO₂ para los plutones del Cinturón Occidental del VSM en el rango entre 60 y 65% de SiO₂, en la SSL entre 60 y 70% de SiO₂, en la SNSM entre 70 y 75% de SiO₂ y para los de la AG entre 65 y 70% de SiO₂.

Para los plutones del Cinturón Oriental, la frecuencia de valores de SiO2 varía en el VSM y la SNSM en un rango entre 70 y 80% (Figura 5).

Los plutones del Cinturón Occidental son menos diferenciados, más ricos en FeO y MgO que los plutones del Cinturón Oriental que se enriquecen en álcalis, con un empobrecimiento en FeO y MgO continuo de sur a norte y de oeste a este, todos pertenecen a las series subalcalina y calcoalcalina (Figuras 6A y 6B). Los plutones son metaluminosos y unas cuantas muestras grafican dentro del campo peraluminoso (Figura 6C); las rocas del Cinturón Occidental mayoritariamente son metaluminosas y las del Cinturón Oriental están repartidas entre metaluminosas y peraluminosas, ubicándose la mayoría de las rocas dentro del campo de los granitos Tipo I por debajo del límite con los granitos Tipo S (Figura 6C), y dentro de las franjas de granitos calcoalcalinos y alcalino cálcico, con escasas muestras en los campos alcalino y cálcico (Figura 6D).

Los granitoides de los cinturones Occidental y Oriental tienen patrones comparables de elementos traza normalizados al N-MORB, con anomalías negativas de Nb, Ti y P, y anomalías positivas y valores altos de Cs, Rb, Ba, Th, K y Pb, patrón normal en ambientes de arco magmático de margen continental (Figura 7) (^{Pearce, 1996}, ²⁰⁰⁸). El patrón de las tierras raras normalizadas a los valores del condrito de Nakamura (¹⁹⁷⁴) tiene pendiente negativa, con enriquecimiento en tierras raras livianas (LREE) y empobrecimiento progresivo hacia las tierras raras pesadas (HREE) (Figura 8). Se observa una diferencia en el contenido de Zr del Batolito de Norosí en el segmento SSL, con relación a los demás cuerpos plutónicos del arco, con valores entre 26,6 ppm y 62,8 ppm, mientras el resto de plutones presenta valores de Zr mayores a 100 ppm (Tabla TS2). Los plutones del Cinturón Oriental alcanzan valores absolutos más elevados de los LREE que los del Cinturón Occidental, comportamiento normal en rocas con contenidos más altos de K. Además hay una dispersión mayor de los HREE en los plutones del Cinturón Occidental.

La relación (La/Yb)N en los plutones del Cinturón Occidental varían entre 5 y 16, la mayoría de rocas tienen valores inferiores a 10; en el Cinturón Oriental varía entre 5,7 y 21, siendo la mayoría de valores mayores a 9, y sugiriendo aumento en la diferenciación magmática en el sentido oeste - este. La relación Eu/Eu* de las rocas de los dos cinturones de plutones varían entre 0,7 y 1,8. La relación (Ce/Yb)N que representa la relación entre LREE/HREE normalizada al condrito de Nakamura (¹⁹⁷⁴), presenta valores entre 3,3 y 10,8 para la mayoría de rocas. La suma de elementos de las tierras raras (ΣREE), presenta los menores valores para los plutones del Cinturón Occidental de la SSL y la SNSM, con valores entre 40 y 138 ppm, mientras los plutones orientales y occidentales del VSM y los orientales de la SNSM la ΣREE varían entre 111 y 285 ppm.

El diagrama de discriminación de ambiente tectónico de Condie y Kröner (²⁰¹³), muestra que las rocas de los plutones del arco jurásico caen dentro del campo de los arcos continentales (Figura 9).

Figura 4 Diagramas tipo Harker para rocas plutónicas de los cinturones Occidental (negro) y Oriental (rojo) del AMSM en el VSM, SSL, SNSM y AG. 

Figura 5 Histogramas de frecuencia de SiO₂, para plutones de diferentes segmentos del AMSM. A. y B. VSM, C. SSL, D. y E. SNSM y F. AG. 

Figura 6 Diagramas de clasificación de rocas de los plutones jurásicos del VSM, SSL, SNSM y AG. A. Diagrama TAS de Middlemost (¹⁹⁹⁴). B. Diagrama AFM de Irvine y Baragar (¹⁹⁷¹). C. Diagrama de Villaseca et al. (¹⁹⁹⁸). D. Diagrama de clasificación de granitoides de Frost et al. (²⁰⁰¹). 

Figura 7 Diagramas multielementales para los plutones Jurásicos del VSM, SSL, SNSM; normalizados a los valores de NMORB (^{Pearce, 1996}). A. Plutones del Cinturón Occidental de la SNSM. B. Plutones del Cinturón Oriental de la SNSM. C. Plutones del Cinturón Occidental de la SSL. D. Plutones del Cinturón Occidental del VSM. E. Plutones del Cinturón Oriental del VSM. 

Figura 8 Diagramas multielementales para los plutones Jurásicos del VSM, SNSM; normalizados a los valores del condrito según Nakamura (¹⁹⁷⁴). A. Plutones del Cinturón Occidental de la SNSM. B. Plutones del Cinturón Oriental de la SNSM. C. Plutones del Cinturón Occidental del VSM. D. Plutones del Cinturón Oriental del VSM. 

Figura 9 Diagrama de discriminación tectónica (La/Yb)N vs Sr/Y de Condie y Kröner (²⁰¹³) para rocas plutónicas del AMSM, normalizadas contra el valor del condrito según Nakamura (¹⁹⁷⁴). 

Geocronología

Para el análisis geocronológico del plutonismo del AMSM se utilizaron 115 edades U-Pb LA-ICPMS en circones y dos (2) por U-Pb SHRIMP, correspondientes a los principales plutones de los segmentos VSM, SSL y SNSM. De las 117 dataciones, treinta y ocho (38) son nuevas y la interpretación detallada y los gráficos de cada una de ellas se puede encontrar en el trabajo de Rodríguez et al. (^2019b), para los plutones de la SNSM. Setenta y siete edades (77) fueron compiladas de otros trabajos (^{Bustamante et al., 2010}; ^{Leal-Mejía, 2011}; ^{González et al., 2015a}, ^2015b, ^2015c; ^{Rodríguez et al., 2018}). Las edades se resumen en la Tabla TS3.

La cristalización de los plutones jurásicos de la SNSM se dio en el intervalo comprendido entre 193 y 164 Ma, que representa el espectro de cristalización de los plutones en el AMSM. En la SSL el intervalo de cristalización varió de 192 a 173 Ma y en el VSM de 193 a 168 Ma, siendo prácticamente el mismo intervalo para la SNSM y el VSM donde están representados los dos cinturones de plutones, mientras en la SSL solo se presenta el Cinturón Occidental.

Figura 10 Diagramas de estimación de densidad de Kernel a partir de las edades de cristalización U-Pb, de los plutones Jurásicos. A. Cinturón Occidental de la SNSM. B. Cinturón Oriental de la SNSM. C. SSL. D. Cinturón Occidental del VSM. E. Cinturón Oriental del VSM. 

En la SNSM aunque se reconocen los dos cinturones espacialmente hay superposición de edades con una tendencia general de cristalización más joven en los plutones del Cinturón Oriental. En la SSL los plutones presentan una sola posición espacial y en el VSM, las edades más jóvenes corresponden a los plutones del Cinturón Oriental.

Las edades de cristalización del Cinturón Occidental de la SNSM varían entre 188 y 172 Ma (n=13), con picos máximos a 186 y 176 Ma (Figura 10A). En el Cinturón Oriental de la SNSM las edades varían entre 192 y 164 Ma (n=36), con picos máximos a 189, 179 y 170 Ma (Figura 10B). Las edades de cristalización de los plutones jurásicos de la SSL varían entre 192 y 173 Ma (n=28), con picos máximos a 185 y 182 Ma (Figura 10C). Las edades de cristalización del Cinturón Occidental del VSM varían entre 193 y 173 Ma (n=18), con picos máximos a 188 y 182 Ma y las edades de cristalización del Cinturón Oriental del VSM varían entre 182 y 168 Ma (n=20), con picos máximos de cristalización a 179 y 170 Ma (Figuras 10D, 10E).

Los eventos principales de cristalización magmática se determinan a partir de las edades U-Pb del AMSM, se muestran los episodios de mayor cristalización en los gráficos de la Figura 9 para cada segmento, y a nivel particular algunos cuerpos batolíticos y stocks se formaron a partir de la cristalización de varios pulsos. Los episodios de cristalización más viejos ocurrieron en los plutones del Cinturón Occidental y los más jóvenes en los plutones del Cinturón Oriental. En general las edades U-Pb del AMSM sugieren al menos cuatro pulsos: un primer pulso de cristalización alrededor de 193 Ma representado por las primeras edades de cristalización en los tres segmentos (SNSM, SSL y VSM), un segundo pulso entre 188 y 186 Ma, bien marcado en la SNSM y el VSM y de 186 a 184 Ma en la SSL, un tercer pulso entre 181 y 179 Ma en la SNSM, más discreto a 182 Ma en la SSL y de 183 a 181 Ma en el VSM, el cuarto pulso ocurre alrededor de 172 y 173 Ma en la SNSM, no está representado en la SSL y está bien establecido en el VSM entre 168 y 170 Ma. El registro de edades más jóvenes a 172 Ma, se presenta únicamente en las rocas pertenecientes al Cinturón Oriental.

Distribución espacial del Arco Jurásico Mocoa-Santa Marta (AMSM)

El análisis de los datos nuevos y compilados presentados en este estudio, permiten caracterizar el magmatismo del AMSM que intruye el basamento Neoproterozoico del Orógeno Putumayo y a los plutones del Arco Pérmico, que posteriormente a la formación del AMSM fueron separados en cuatro segmentos: el segmento más al sur del AMSM en Colombia se encuentra en el VSM, donde afloran fragmentos de basamento Neo-proterozoico representados por el Grupo Garzón, los neises graníticos de Mancagua y Guapotón, las Metamórfitas de Las Minas y el Granito de El Recreo (^{Kroonenberg y Diederix, 1982}; ^{Rodríguez, 1995a}, ^1995b; ^{Velandia et al., 1996}, ^2001a, ^2001b; ^{Rodríguez et al., 2003}; ^{Jiménez-Mejía et al., 2006}; ^{Ibáñez-Mejía et al., 2011}, ²⁰¹⁵). Estas unidades están parcialmente cubiertas por secuencias sedimentarias marinas de edad Paleozoica (^{Stibane y Forero, 1969}; ^{Villarroel y Mojica, 1988}; ^{Mojica et al., 1988}; ^{Velandia et al., 1999}, ^2001a). Además, se presentan plutones de un Arco Pérmico, como el Granito de La Plata (^{Rodríguez, 1995a}; ^{Rodríguez et al., 1998}, ^2017a; ^{Velandia et al., 2001a}; ^{Leal-Mejía, 2011}), el Stock Granítico de Rovira (^{Núñez et al., 1984a}, ^1984b; ^{Villagómez, 2010}; ^{Cochrane, 2013}) y el Granito de Ortega ^{(Rodríguez et al., 2019a}); estos cuerpos están suprayacidos por calizas marinas y sedimentos clásticos del Triásico como las formaciones Luisa y Payandé (^{Geyer, 1973}; ^{Cediel et al., 1980}; ^{Mojica, 1980}; ^{Núñez et al., 1984b}; ^{Rodríguez et al., 2019a}, ²⁰²⁰). Plutones y rocas volcánicas (Formación Saldaña) del Jurásico Temprano y Medio intruyen y cubren las rocas metamórficas Neo-proterozoicas, los sedimentos paleozoicos y triásicos y los plutones del Arco Pérmico. Hacia el occidente estas unidades son limitadas por el Batolito de Ibagué (de edad Jurásico Superior a Cretácico temprano (^{Bustamante et al., 2016}; ^{Rodríguez et al., 2017b}, ²⁰²⁰), y por unidades metamórficas del Jurásico tardío como el Complejo Cajamarca, los Neises y Anfibolitas de Tierradentro y el Complejo La Cocha-Río Téllez (^{Blanco-Quintero et al., 2014}; ^{Zapata-García et al., 2017}; ^{Rodríguez et al., 2017b}, ^2019a, ²⁰²⁰), que representan en conjunto el límite occidental del Terreno Chibcha. Se considera que la sutura entre el terreno Chibcha y terrenos metamórficos más jóvenes que afloran al occidente en la Cordillera Central de Colombia, fue amalgamada por la intrusión del Batolito de Ibagué al tiempo que ocurría la colisión con el Terreno Tahamí y continuó su intrusión ligeramente después de formar el Orógeno Jurásico de Tierradentro (^{Rodríguez et al., 2017b}, ²⁰²⁰).

En la SSL, el basamento Neo-proterozoico está representado por el Neis de San Lucas (^{Cuadros, 2012}; ^{Cuadros et al., 2014}), incluye neises cuarzofeldespáticos, anfibolitas y mármoles (^{Feininger et al., 1972}; ^{Bogotá y Aluja, 1981}). Se presentan relictos de sedimentos Paleozoicos como la Formación La Cristalina (^{Botero, 1940}; ^{Feininger et al., 1972}), aflora un plutón Carbonífero denominado Stock de El Carmen (^{Leal-Mejía, 2011}), y cuerpos deformados del Arco Pérmico (e.g. Neis de Nechí) e intrusivos menores (e.g. Diorita de Remedios) (^{Restrepo et al., 2011}; ^{Leal-Mejía, 2011}; ^{Rodríguez et al., 2014}, ²⁰²⁰). Además, plutones y rocas volcánicas del Jurásico Inferior a Medio (e.g. batolitos de Norosí y Guamocó) (^{Ordóñez-Carmona et al., 2009}; ^{Leal-Mejía, 2011}) y la Formación Noreán (^{Clavijo, 1995}; ^{Royero, 1996}; ^{González et al., 2015a}, ^2015b, ^2015c). Al occidente, el límite del basamento Neo-proterozoico (Terreno Chibcha) lo constituye la Falla del Nus y el Batolito de Segovia de la misma edad que el Batolito de Ibagué (^{Leal-Mejía, 2011}), probablemente emplazado en rocas metamórficas del Jurásico Superior (^{Rodríguez et al., 2020}).

Más al norte la SNSM está constituida por fragmentos de basamento Neo-proterozoico como la Granulita de Los Mangos y el Neis de Buritaca (^{Tschanz et al., 1969a}, ¹⁹⁷⁴; ^{Restrepo-Pace et al., 1997}; ^{Cordani et al., 2005}; ^{Cardona et al., 2010}; ^{Ordóñez-Carmona et al., 2002}; ^{Piraquive, 2017}; ^{Rodríguez et al., 2019a}), cubierto localmente por unidades sedimentarias Paleozoicas (Secuencia de la Cuchilla Carbonal, ^{Gansser, 1955}; ^{Tschantz et al., 1969a}), intruidas por plutones y cubierto por rocas volcánicas del Jurásico temprano a Medio (batolitos Central, Pueblo Bello, Patillal entre otros - ^{Tschantz et al., 1969a}, ¹⁹⁷⁴). El límite occidental del AMSM es fallado y pone las rocas metamórficas Neo-proterozoicas en contacto con el Neis de Los Muchachitos y los Esquistos de San Lorenzo (^{Tschantz et al., 1969b}, ¹⁹⁷⁴) de edad Jurásico Superior (^{Piraquive, 2017}; ^{Rodríguez et al., 2019a}). Restos de plutones del Arco Pérmico se presentan deformados tectónicamente a lo largo de la sutura occidental, como el Ortoneis de El Encanto (^{Cardona et al., 2010}; ^{Piraquive, 2017}), junto a rocas metamórficas de edad Jurásico Superior o Triásicas del Terreno Tahamí.

En la Alta Guajira aflora el último segmento del AMSM y del Terreno Chibcha, conformado por un bloque del basamento Neo-proterozoico llamado Neis de Jojoncito (^{Álvarez, 1967}), junto a sedimentos marinos de la Formación Uipana y el Grupo Cosinas (^{Rollins, 1965}; ^{Rodríguez y Londoño, 2002)} y rocas volcánicas como la Riodacita de Ipapure – Cerro La Teta (^{Radelli, 1962}; ^{Rodríguez y Londoño, 2002}; ^{Zuluaga et al., 2015}), de edad Jurásico Inferior a Medio y la denominada Granodiorita de Ipapure (^{Radelli, 1960}). El límite del Terreno Chibcha, al occidente, es la falla Santana que lo limita con el Neis de Macuira.

El Terreno Chibcha limita al oriente con el orógeno Famatiniano (macizos de Santander y Quetame) y al occidente con el Orogéno Jurásico Tierradentro (^{Rodríguez et al., 2018}), que comprende de sur a norte los complejos La Cocha-Río Téllez, Cajamarca, los Neises y Anfibolitas de Tierradentro, partes del Neis de Los Muchachitos y los Esquistos de San Lorenzo y probablemente el Neis de Macuira (^{Rodríguez y Londoño, 2002}; ^{Rodríguez et al., 2020}).

Circones heredados en los segmentos del AMSM

Las edades de los circones heredados son comparables en los cinturones Occidental y Oriental a lo largo de los segmentos dispersados del AMSM, situación que es de esperarse si se tiene en cuenta que se emplazaron ambos cinturones en el mismo basamento cortical. Las rocas plutónicas Jurásicas del VSM presentan circones con edades heredadas a 1561 Ma (Meso-proterozoico), 918 Ma y 995 Ma (Neo-proterozoico), 266 Ma (Pérmico), y datos aislados a 324, 411, 1084 y 1235 Ma; edades similares en circones heredados fueron descritos para el Meso-proterozoico y el Neo-proterozoico por Leal- Mejía (²⁰¹¹), siendo considerados los circones como las herencias del Cratón Amazónico y del basamento Neo-proterozoico del Terreno Chibcha. Circones heredados de edad similar han sido reportados para los intrusivos de la SSL, entre 1200 y 900 Ma, en rocas de los Batolitos de Norosí y diques de pórfido (^{Leal-Mejía, 2011}). En la SNSM los plutones tienen herencias a 1124 Ma (Meso-proterozoico), 958 Ma (Neo-proterozoico) y un dato de 624 Ma (Figura 11).

El AMSM se emplazó en la margen occidental de Gondwana o lo que se ha denominado en Colombia el Terreno Chibcha (^{Restrepo y Toussaint, 2020}), constituido por un basamento Grenvilliano de neises cuarzo feldespáticos, granulitas, anfibolitas y granofels, denominado por Ibáñez-Mejía et al. (²⁰¹⁵) como el Orógeno Putumayo, además se emplazó en rocas plutónicas de un arco previo que tiene edades de cristalización desde el Carbonífero hasta finales del Pérmico (^{Rodríguez et al., 2019a}). Es de esperarse que las herencias del AMSM sean similares a las edades de cristalización y herencias del basamento en el cual se emplazó, en este sentido las edades y las herencias más antiguas a 0,9 Ga, probablemente se incorporaron a partir de la fusión cortical de rocas metasedimentarias del basamento Neo-proterozoico, siendo los circones aportados por el dominio cratónico más antiguo. Las edades entre 1,15 y 1,10 Ga, fueron asociadas por Ibáñez-Mejía et al. (²⁰¹⁵) a la acreción de bordes de arco contra el margen continental, con el desarrollo de un evento metamórfico temprano en el basamento, y las edades alrededor de 0,99 Ga las interpretaron como la incorporación de la Amazonía al núcleo de Rodinia durante la colisión contra Báltica.

La población de 266 Ma (Pérmico) presente en los plutones del VSM y vulcanitas Jurásicas de la SNSM, la interpretamos como herencia de los plutones del Arco Pérmico (^{Rodríguez et al., 2019a}). Las edades de 324 Ma están asociados a cuerpos de edad Carbonífera como el Stock de El Carmen (^{Leal-Mejía, 2011}). Datos aislados entre 411 y 624 Ma, son similares a las herencias descritas por Rodríguez et al. (^2019a) en plutones del Arco Pérmico, que según Nova et al. (²⁰¹⁸) corresponden a circones posiblemente de unidades incluidas en los bloques Mixteco y Maya de México, o de los intrusivos Paleozoicos de los Andes de Mérida. Así, los circones heredados obtenidos en rocas del AMSM obedecen al basamento cortical sobre el cual están emplazados los plutones y a la incorporación de estos circones por fusión de las rocas de caja.

Figura 11 Diagramas de estimación de densidad de Kernel a partir de circones heredados en plutones de edad Jurásico Inferior a Medio A. VSM. B. SNSM. C. Diagrama de concordia de los circones heredados de la SNSM. 

Características del plutonismo del AMSM en Colombia

La variación composicional del plutonismo Jurásico Inferior a Medio en sentido este – oeste fue reconocida en trabajos anteriores de cartografía regional del VSM (^{Jaramillo y Escovar, 1980}; ^{Núñez et al., 1996}; ^{Rodríguez et al., 2018}) y la SNSM (^{Tschanz et al., 1969b}).

En el VSM el Cinturón Occidental está constituido por cuarzomonzonitas, monzonitas cuarzomonzodioritas, dioritas y ocasionalmente charnoquitas con presencia de hornblenda, biotita, clinopiroxeno y ortopiroxeno. Los plutones tienen edades de cristalización entre 195 y 179 Ma (^{Rodríguez et al., 2020}). El Cinturón Oriental está constituido por granodioritas, monzogranitos y sienogranitos con biotita, con edades de cristalización entre 173 a 169 Ma y edades de antecristales entre 182 y 179 Ma (^{Rodríguez et al., 2020}). Este segmento presenta variación composicional espacial y cambios en las edades de cristalización en sentido oeste-este, con un registro magmático menor a 173 Ma únicamente en los plutones orientales.

El Cinturón Occidental en la SNSM está constituido por tonalitas, granodioritas y monzogranitos, con edades de cristalización entre 188 y 172 Ma (n=12), con picos máximos a ca. 186 y 176 Ma. El Cinturón Oriental está constituido por monzogranitos a sienogranitos de edades entre 192 y 164 Ma (n=28), con picos a ca. 186, 179-176 y 172-170 Ma. El plutonismo ocurrió en ambos cinturones entre ca. 193 y 164 Ma, pero a partir de 172 Ma, el registro magmático solamente se encuentra en las rocas del Cinturón Oriental, en plutones de la SNSM y el VSM. En la SSL los cuerpos batolíticos están conformados por tonalitas, granodioritas, monzogranitos. Las edades de cristalización varían entre ca. 192 y 173 Ma, con picos de cristalización a ca. 192, 185 y 182 Ma, similar a la edad de cristalización del Cinturón Occidental de la SNSM y el VSM.

Las diferentes edades de los plutones del AMSM sugieren que estos cuerpos son el resultado de varios pulsos magmáticos generados en el mismo arco, los cuales se reconocen a partir del análisis estadístico de las edades (diagramas de densidad de probabilidad generados a partir de la Tabla TS3), correspondiendo a cuatro eventos principales de cristalización, que sugieren la migración espacial del magmatismo en sentido oeste-este, presentando los plutones rejuvenecimiento y cambios composicionales en los diferentes segmentos del arco.

En los diagramas tipo Harker la tendencia es continua, y sugiere la evolución magmática del arco en el tiempo, con cambios composicionales en dirección oeste-este como norte-sur: la primera cristalización en los segmentos SNSM, SSL y VSM, ocurrió alrededor de 195 Ma, las rocas son de composición intermedia a básica (monzodioritas, cuarzomonzodioritas, tonalitas); variando hacia el este las edades de cristalización alrededor de 170 Ma, junto con un cambio composicional, que al final del arco formó plutones monzograníticos a sienograníticos. En sentido norte-sur, las edades de cristalización en los segmentos dispersados del arco son equivalentes; hay empobrecimiento de SiO₂ en el Cinturón Occidental, siendo en general más pobres en SiO₂ y más ricos en K₂O los plutones del VSM que los de la SNSM, y los de la SSL tienen contenidos de SiO₂ que varían entre 55% y 70% y el contenido de K₂O está disperso; probablemente estas diferencias composicionales se deben a cambios en el ángulo de subducción de la placa y la profundidad de generación del magma influenciado por el espesor cortical como se mostrará más adelante. El magmatismo en el VSM probablemente fue generado a mayor profundidad, la cual disminuyó progresivamente hacia el norte del arco en la SNSM; y en sentido oeste-este el magmatismo fue progresivamente más maduro.

Los plutones del AMSM son calcoalcalinos a ligeramente alcalino-cálcicos, altos en K, varían de metaluminosos a peraluminosos, con anomalías negativas de Nb, Ti y P en el diagrama multielemental normalizado al NMORB (^{Pearce, 1996}). Esto sugiere la entrada de material reciclado desde la corteza a través de procesos de subducción. Los valores de las relaciones (La/Yb)_N vs Sr/Y colocan estos magmas en el campo de arcos continentales, con la relación (La/ Yb)_N ligeramente mayor y Th/Yb ligeramente menor en los plutones del Cinturón Oriental.

Las relaciones La/Yb y Sr/Y pueden ser usadas como estimadores del grosor de la corteza en el momento de cristalización de los plutones (^{Profeta et al., 2015}). Para la aplicación y estimación del grosor cortical no se consideraron las muestras con contenidos de MgO >4 wt % y de SiO₂ <55 y >68 wt %, con el fin de descartar rocas derivadas de fuente mantélicas y rocas con alto contenido de sílice. Las estimaciones fueron calculadas a partir de la ecuación con Dm= espesor cortical (^{Profeta et al., 2015}) y valores de normalización de ^{Sun y McDonough (1989)} (Tabla TS4). En la SNSM arrojaron espesores entre 33,8 - 40,6 km para los plutones del Cinturón Occidental y entre 40,9 - 62,5 km para las rocas del Cinturón Oriental; en la SSL arrojaron espesores corticales entre 24 y 63 km, y en el VSM, el Cinturón Occidental arrojó espesores entre 34 - 60 km y el Cinturón Oriental entre 36 - 66 km. El rango obtenido en los tres segmentos sugiere que la corteza donde se emplazó el arco en la SNSM aumentó de grosor de oeste a este, en la SSL el grosor es variable, en parte podría deberse a que no estén separados los cinturones, siendo el límite inferior 10 km menos grueso que el del VSM y presenta un grosor similar al grosos mayor del VSM. En el VSM el espesor de la corteza permanece constante de oeste a este, situación que seguramente influenció la inclinación de la placa subducente y generó el cambio composicional que registra el AMSM de sur a norte.

El contenido de Ti en la estructura del circón se usa para estimar la temperatura del magma en el momento de la cristalización del circón (^{Watson et al., 2006}; ^{Ferry y Watson, 2007}; ^{Siégel et al., 2018}); y se calcula según la fórmula: T_Zirc(Ti) (°C) = 5080/(6,01 log(Ti_Zircon; ppm) log(a_ZircTi)-273 (^{Ferry y Watson, 2007}). Para la estimación de la temperatura de cristalización se tomaron los resultados de elementos traza en circón de 19 dataciones (Tabla TS5), de las cuales 17 corresponden a rocas de plutones del Cinturón Occidental (n= 243 circones) y Oriental (n=115 circones) del VSM, y dos a plutones del Cinturón Oriental de la SNSM (n=42 circones). Se eliminaron los resultados químicos de circones heredados, circones eliminados en la determinación de la edad promedio ponderada de la roca y circones con valores de Ti>50 ppm y La>1 de acuerdo a las recomendaciones de Ferry y Watson (²⁰⁰⁷), cuyo valor alto puede obedecer a inclusiones al interior del cristal o a enriquecimiento en fracturas.

Las T_zircTi de los plutones Jurásicos se comparan contra la edad (²⁰⁶Pb/²³⁸U) de cada circón (Figura 12A, Tabla TS6). En el VSM, los circones del Cinturón Occidental presentan edades de cristalización más antiguas (entre 180 y 200 Ma) que los circones de plutones del Cinturón Oriental (entre 165 y 180 Ma) (Figura 12A). La T_zircTi para el conjunto de plutones del Cinturón Occidental tiene un pico de cristalización a 860oC, con un rango de temperaturas entre 660oC y 950oC. Los plutones del Cinturón Oriental tienen T_zircTi con picos a 714oC, 807oC y 854oC y un rango de T_zircTi entre 600oC y 950oC (Figura 12B). La dispersión de T_zircTi del Cinturón Oriental se debe a diferentes temperaturas de cristalización del circón al interior de cada plutón y a diferencias de temperatura de cristalización en los diferentes plutones, resultado que es observado cuando se determina la temperatura de cristalización de cada muestra de manera individual. La edad de los circones de las dos muestras de plutones del Cinturón Oriental del SNSM tienen una variación de la edad entre 160 Ma y 185 Ma, pudiendo corresponder los circones con edad más viejas a antecristales; la T_zircTi presenta un pico de frecuencia de cristalización de ∼740oC, con una distribución gaussiana, en un rango de T_zircTi entre 700 y 780oC, que corresponden a temperaturas más bajas de cristalización de estos plutones con relación a los del VSM (Figura 12B).

Los patrones de REE en circón de los plutones del Cinturón Occidental y Oriental del AMSM tienen anomalías positivas de Ce y negativa de Eu (^{Rodríguez et al., 2018}, ^2019b), con relación Eu/Eu* del Cinturón Oriental más alta que los del Cinturón Occidental (Tabla TS6), sugiriendo que son más hidratados y potencialmente fértiles para mineralizaciones de Cu (Figura 13A). Este resultado es concordante con la mineralogía de los plutones de los dos cinturones: el occidental tiene minerales menos hidratados como hornblenda y anhidros como orto y clinopiroxeno y el oriental tiene minerales hidratados como biotita y hornblenda.

La relación Ce/√(U x Ti) en el circón, fue propuesta como una aproximación al estado de oxidación del magma (^{Loucks et al., 2020}), los resultados indican que los magmas del Cinturón Oriental son más oxidados de acuerdo al diagrama de Eu/Eu* vs Ce/√(U x Ti) en el circón, propuesto por Lu et al. (²⁰¹⁸) (Figura 13B), y sugieren que son potencialmente más fértiles.

Figura 12 Diagramas de química del circón para muestras de plutones Jurásicos del VSM y la SNSM. A. Diagrama de Edad vs Temperatura de cristalización del circón (T_zircTi). B. Diagramas de estimación de densidad de Kernel para la temperatura de cristalización de circon (T_zircTi). 

Figura 13 Diagramas de fertilidad de magmas para mineralizaciones de Cu a partir de la química de circones de muestras de plutones Jurásicos del VSM y la SNSM. A. Eu/Eu* vs (Ce/Nd)/Y (^{Lu et al., 2016}), con campos de suites fértiles para Cu (en verde claro) e infértiles (en gris). Valores de normalización usados para calcular Eu/Eu*: de Sun y McDonough (¹⁹⁸⁹). B) Diagrama de Eu/Eu* vs Ce/√(U x Ti) en circón (^{Lu et al., 2018}). El aumento en el grado de hidratación y oxidación de los magmas es indicado por las flechas. Valores normalizados con relación al condrito según Sun y McDonough (¹⁹⁸⁹). 

Geoquímica isotópica

Los datos isotópicos fueron compilados de los trabajos de Ríos-Blandón (²⁰¹⁶) para los plutones de la AG, Leal-Mejía (²⁰¹¹) para los plutones de la SSL y Quandt et al. (²⁰¹⁸) para los plutones de la SNSM (Tabla TS6).

Las razones 87Sr/86Sr y ƐNd (180 Ma) (Tabla TS6), resultados compilados de los trabajos de Leal- Mejía (²⁰¹¹), Ríos-Blandón (²⁰¹⁶) y Quandt et al. (²⁰¹⁸). En el diagrama de la Figura 14A, las muestras de los cinturones Occidental y Oriental, presentan enriquecimiento en 87Sr/86Sr (resultado de contaminación cortical) y bajo ƐNd comparado con el Bulk Silicate Earth (BSE), sugiriendo que son parte de una misma suite magmática con aporte de fuentes mantélicas. Sin embargo, los plutones del Cinturón Oriental presentan un menor enriquecimiento cortical (87Sr/86Sr=0,705) respecto a los plutones del Cinturón Occidental (87Sr/86Sr=0,707). Las muestras JRQ-26- 102L y JRQ-26-104L presentan un comportamiento anómalo al resto de las muestras, con valores más bajos de 87Sr/86Sr como se observa en la Figura 14B. La composición isotópica de Pb de los plutones de los cinturones Oriental y Occidental (n=15) es caracterizada por 206Pb/204Pb entre 18,14-18,85 y un dato con valores de 21,55 y 207Pb/204Pb entre 15,57- 15,76 correspondiente a la SSL. Las muestras caen en el campo de los ambientes orogénicos, Figura 14B (curvas de evolución Plumbotectónicas de ^{Zartman y Doe, 1981}). Chiaradia et al. (²⁰⁰⁴) propone en Ecuador que las variaciones isotópicas de Pb son atribuidas a mezcla de una fuente tipo MORB y el basamento de los terrenos Cajamarca-Valdivia. Se propone que estas variaciones isotópicas son la mezcla de una fuente tipo MORB, el basamento del Orogéno Putumayo (^{Ibáñez-Mejía et al., 2011}, ²⁰¹⁵) y el Arco Pérmico descrito por Rodríguez et al. (^2019a), apoyados en las herencias de circones.

Figura 14 Composición isotópica para muestras de los plutones jurásicos del AMSM: A. Diagrama ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb vs ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb (Uranogenico) con curvas de evolución de Pb según el modelo Plumbotectonics (^{Zartman y Doe, 1981}), B. Diagrama ƐNd vs 87Sr/86Sr corregido a 180Ma. Símbolos de acuerdo con la leyenda de la Figura 3. Datos compilados de Leal-Mejía (²⁰¹¹) y Quandt et al. (²⁰¹⁸). 

Modelos propuestos

Los primeros trabajos del magmatismo Jurásico del norte de los Andes sugieren un modelo de arco genéticamente relacionado con la placa oceánica de Farallón (^{Núñez, 1978}; ^{Jaramillo y Escovar, 1980}; ^{Bayona et al., 1994}; ^{Toussaint, 1995}), idea que fue demostrada posteriormente a partir de datos de geoquímica de roca total (^{Álvarez, 1983}; ^{Bustamante et al., 2010}; ^{Leal-Mejía, 2011}; ^{Spikings et al., 2015}; ^{Villagómez et al, 2015}; ^{Zapata et al., 2016}; ^{Quiceno- Colorado et al., 2016}; ^{Zuluaga et al., 2017}; ^{Rodríguez et al, 2015f}, ²⁰¹⁸, ²⁰²⁰; ^{Quandt et al., 2018}; ^{Zuluaga y López, 2019}; ^{Leal-Mejía et al., 2019}). Un segundo modelo surgió para explicar el magmatismo a partir de la apertura de un rift intracontinental (^{Pindell y Dewey, 1982}; ^{Ross y Scotese, 1988}; ^{Cochrane et al., 2014}; ^{Cediel et al., 2003}), el cual perdió validez con los nuevos datos.

La migración del magmatismo fue planteada desde los trabajos de cartografía, donde se reconocieron cambios en la composición de los plutones en sentido oeste-este (^{Tschanz et al., 1969a}, ^1969b; ^{Jaramillo y Escovar, 1980}; ^{Núñez et al., 1996}), quienes por falta de datos de geoquímica y geocronología involucraron plutones de otros arcos. Trabajos más recientes han planteado un modelo de subducción oblicua entre la placa oceánica de Farallón y el NW de Suramérica, para explicar los cambios composicionales y de edades (^{Bayona et al., 2010}; ^{Bustamante et al., 2016}; ^{Quandt et al., 2018}), también se ha propuesto el modelo de un arco continental y de trasarco que fue dispersado en segmentos a lo largo de la margen Suramericana y que comprende rocas jurásicas del Valle Superior del Magdalena, la Cordillera Central de Colombia, la Serranía de San Lucas y la Sierra Nevada de Santa Marta (^{Bayona et al., 2010}; ^{Villagómez et al., 2015}; ^{Rodríguez et al., 2020}). Leal-Mejía et al. (²⁰¹⁹) plantean para el magmatismo Jurásico la migración del magmatismo en sentido este-oeste, modelo que inicia con el magmatismo en un rift temprano que corresponde al magmatismo del Macizo de Santander, seguido de una subducción continua en dirección este, a partir de la subducción de la placa Farallón.

En este trabajo se plantea un modelo de subducción con erosión de la cuña a lo largo de la Paleomargen Suramericana, ortogonal a la margen, con rejuvenecimiento y migración en sentido oesteeste, el cual formó los primeros plutones durante el Carbonífero (e.d. Stock del Carmen) y tuvo el mayor episodio de producción magmática durante el Pérmico con la cristalización de los granitos de Ortega y La Plata en el VSM, el Neis de Nechí y la Diorita de Remedios en la SSL y el Ortoneis de El Encanto en la SNSM, finalizando el magmatismo a comienzos del Triásico, este magmatismo corresponde al Arco Pérmico descrito por Rodríguez et al. (^2019a) en el borde más occidental de la margen continental de Gondwana (Figura 15A). Finalizado el magmatismo del Arco Pérmico, inició a principios del Triásico hasta el Jurásico un periodo de distensión con erosión de la margen, transgresión marina y sedimentación en el borde occidental de Gondwana, representado por unidades como las formaciones Luisa y Payandé en el VSM, Morrocoyal en la SSL, Los Indios en la SNSM (Figura 15B).

A principios del Jurásico (~195 Ma), se reactivó la subducción de la placa Pacífica y el inicio del AMSM a lo largo de la Paleomargen Suramericana (NW de Gondwana), se formaron los primeros plutones (Cinturón Occidental) y se formó junto al plutonismo vulcanismo de arco: Riodacitas del Cerro La Teta e Ipapure en la AG, las vulcanitas de la Formación La Quinta en la Serranía de Perijá, el Complejo Volcánico de la Sierra Nevada en la SNSM, las formaciones Noreán en la SSL y Saldaña en el VSM, tanto el vulcanismo como el plutonismo se emplazó en el borde oriental del Arco Pérmico y en el basamento continental. El magmatismo del AMSM continúo por ∼30 Ma, migrando hacia el este y formando plutones más diferenciados (Cinturón Oriental) (Figura 15C). La subducción y el AMSM, finalizaron en el Jurásico Medio, aproximadamente a ∼164 Ma, coincidiendo con el inicio de la colisión de la margen occidental de Gondwana con el Terreno Tahamí (^{Blanco-Quintero et al., 2014}; ^{Rodríguez et al., 2017b}, ²⁰²⁰) y el colapso de la zona de subducción con el estrangulamiento de la placa subducida, formando los últimos plutones del arco que corresponden a pórfidos andesíticos de afinidad alcalina (^{Rodríguez, 2018}), generando en la zona de colisión deformación y metamorfismo orogénico de edad Jurásica Superior (∼158 a ∼150 Ma) (Orógeno Tierradentro), afectando principalmente rocas sedimentarias de la fosa y el Terreno Tahamí. Un salto de la zona de subducción generó una nueva subducción al occidente del Terreno Tahamí (Figura 15D), la cual sería la causante de formar un nuevo arco con la intrusión sin y postectónica del Batolito de Ibagué y el Batolito de Segovia en una posición más occidental al AMSM, a lo largo de la sutura entre los terrenos Chibcha y Tahamí y dentro del Orógeno Tirerradentro, intruyendo ambas márgenes (Terreno Tahamí, Orógeno Tierradentro y Arco Pérmico) (Figura 15D).

La cristalización del plutonismo del AMSM inició alrededor de ca. 193 Ma, en los segmentos SNSM, SSL, VSM y AG, presenta cuatro eventos de cristalización, y finalizó entre 168 y 164 Ma en el Cinturón Oriental, presente en los segmentos VSM y SNSM. El arco tiene variación composicional en sentido oeste-este, documentada por las observaciones de campo, los resultados de los análisis petrográficos, la química de roca total, la química del circón y la química isotópica. Además, tiene variaciones composicionales en sentido norte-sur con una disminución en el contenido de SiO₂ en los plutones del Cinturón Occidental del VSM con relación a los de la SNSM. Los plutones tienden a ser más jóvenes en sentido oeste-este, lo que sugiere que la subducción fue en esta misma dirección y la variación composicional hacia plutones mas diferenciados podría estar relacionada con la mayor profundidad de generación de los fundidos por encima de la placa subducente; o como sugieren Rodríguez et al. (²⁰¹⁸) debido a la erosión del prisma acrecionario se produjo la migración del arco y de la fosa, al incremento de la fusión parcial de roca fuente y corteza continental por mayor entrada de agua al sistema que generó rocas graníticas más hidratadas, de acuerdo a la química de roca total y del circón que muestran los plutones orientales más hidratados y oxidados que los plutones occidentales.

El AMSM tiene el mismo rango de edades de cristalización en sentido norte-sur para los diferentes segmentos dispersados a lo largo de la paleomargen continental, esto sugiere una probable subducción perpendicular a la margen en esta parte de los Andes de Colombia. Las variaciones composicionales en sentido norte-sur podrían ser explicadas por cambios en el ángulo de subducción de la placa del Pacifico por debajo de la corteza continental, debido a diferencias de espesor de la corteza: en el VSM el espesor de la corteza continental fue calculado entre 34 y 66 km, en la SNSM la corteza muestra engrosamiento hacia el este, variando de 33 a 40 km al oeste a 40 a 62 km al este. Los valores calculados para la temperatura de cristalización del circón (T_zircTi) parecen disminuir en sentido oeste-este, siendo la mayor frecuencia para la temperatura de cristalización de circón de los plutones del Cinturón Occidental del VSM de ~860oC, acorde con la presencia de orto y clinopiroxeno en las rocas, en tanto que en los plutones orientales se observan tres picos a 714oC, 807oC y 854oC, una mayor hidratación y oxidación de los magmas, con presencia de biotita como mineral máfico dominante. Por otra parte el Cinturón Oriental de la SNSM presenta temperaturas de cristalización del circón (T_zircTi) con un pico a ~740oC, más baja que la TzircTi del VSM, sugiriendo un posible aumento de la temperatura de cristalización de los plutones en el AMSM en sentido norte-sur.

Figura 15 Modelo propuesto para la evolución tectónica del noroccidente de Gondwana y del AMSM desde el Carbonífero hasta el Cretáceo. A. Evolución de la Paleomargen entre 325b y 238 Ma. B. Evolución de la Paleomargen entre 238 y 195 Ma. C. Evolución de la Paleomargen entre 195 y 164 Ma. D. Evolución de la Paleomargen entre 164 y 140 Ma.