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Evolución estructural del área de Belén, parte norte
del Macizo de Floresta, Colombia
Nicolás Duque Valenzuela
Trabajo de grado para optar por el título de:
Geocientífico
Director: Dr. Ana Ibis Despaigne Díaz
Universidad de Los Andes
Facultad de Ciencias
Departamento de Geociencias
Bogotá D.C. - 2019
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Tabla de contenido
1. Introducción
1.1. Antecedentes
1.2. Problema de investigación
1.3. Objetivos
2. Estratigrafía
2.1. Cuerpos ígneos
2.1.1. Cuarzomonzonita de Santa Rosita
2.1.2. Stock de Chuscales
2.1.3. Stock de Otengá
2.2. Unidades metamórficas
2.2.1. Neis de Buntia
2.2.2. Formación Esquistos y Miembro Filitas de Busbanzá
2.2.2.1. Miembro Esquistos de Otengá
2.2.2.2. Miembro Filitas de Ometá
2.2.3. Formación Cuarcitas y Filitas de Chuscales
2.2.4. Formación Cataclasitas de Soápaga
2.3. Unidades sedimentarias
2.3.1. Formación El Tibet
2.3.2. Formación Floresta
2.3.3. Formación Cuche
2.3.4. Formación Girón
2.3.5. Formación Tibasosa
2.3.6. Formación Une
2.4. Geología regional
2.4.1. Fallas de Soápaga y Boyacá
2.4.2. Falla de Tutasá
2.4.3. Anticlinorio de La Floresta
2.4.4. Anticlinal y Sinclinal de La Floresta
3. Metodología de la investigación
3.1. Revisión bibliográfica
3.2. Trabajo de campo
3.2.1. Transecta Belén - Paz del Río (BP)
3.2.1.1. Descripción de la transecta
3.2.1.1.1. Diagramas de Proyección
Estegreográfica
3.2.2. Transecta Belén -Paz del Río tramo final
3.2.2.1. Descripción de la transecta
3.2.2.1.1. Diagramas de Proyección
Estegreográfica
3.2.3. Transecta Cerinza - Beteitiva (CB)
3.2.3.1. Descripción de la transecta
3.2.3.1.1. Diagramas de Proyección
Estegreográfica
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3.3. Petrografía
3.3.1. Descripción de las muestras
3.3.2. Análisis de condiciones de metamorfismo
3.4. Análisis Microtectónico en secciones delgadas orientadas
4. Análisis integrado de datos
4.1. Análisis tectónico integrado
4.1.1. Análisis macroestructural
4.1.2. Análisis microestructural
5. Discusión y Modelo tectónico del área
6. Conclusiones
7. Agradecimientos
8. Bibliografía
9. Anexos
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Resumen El presente estudio se realizó utilizando mapeo estructural de detalle en campo y
análisis de secciones delgadas orientadas, con el objetivo de complementar
conocimiento sobre la geología estructural y geología regional de la zona. Se lograron
discriminar seis eventos deformación, que comprenden edades desde el Paleozoico
temprano hasta el Paleogeno, es decír, desde el margen activo entre Laurentia y
Gondwana hasta la inversión tectónica que propició el levantamiento de la Cordillera
Oriental de Colombia. En la zona norte del Macizo de Floresta el basamento cristalino
es representado por el Miembro Filitas de Ometá, perteneciente a la Formación
Esquistos y Filitas de Busbanzá, y sobre este se reconocieron dos fases de
deformación ductiles inciales (D1 y D2) que generan foliación metamórfica y clivaje de
crenulación. Posteriormente se reconoce la formación del cuerpo Cataclasitas de
Soápaga como una fase de deformación independiente D3, asociado a la estructura
de cola de caballo generada por la terminación de la Falla de Bucaramanga, ocurrida
posterior a la exhumación del basamento. El evento de deformación D4 afecta tanto
al basamento como a la cobertura sedimentaria del Devónico (Formaciones Tibet,
Floresta y Cuche), generando una superficie S1 clivaje planar-axial sobre estas. Hacia
el final del Jurásico, la fase de deformación D5 afecta a la cobertura sedimentaria del
Devónico y del Jurásico temprano-medio, el ultimo representado por la Formación
Girón. En esta fase de deformación se lograron identificar dos familias principales de
fallas normales (dirección NE y NO) y tres familias principales de fallas de rumbo
dextral al SE, dextral al NNO y sinestral al ONO, y se asocia a el rompimiento de
Pangea durante el Jurásico tardío. Por último, se define el evento de deformación D6,
la cual se asocia a la inversión tectónica que sufrieron las fallas presentes en la zona
durante el Cretácico tardío y el Paleogeno.
Abstract This work is based on a detailed structural and micro structural study in oriented thin
section samples With the aim of complementing previous studies on regional and
structural geology on the northern part of the Floresta Massif. We identified six
deformation stages, between the early Paleozoic until the Paleogene. These events
occured from the interaction between Laurentia and Gondwana, until the tectonic
inversion leading to the uplifment of the Eastern Cordillera in Colombia. In the northern
part of the Floresta Massif, the basement is represented by Miembro Filitas de Ometá
5
belonging to the Esquistos y Filitas de Busbanzá Formation. Two ductile initial
deformation phases, D1 and D2 are recognized in this unit, generating an S1
metamorphic foliation and S2 crenulation cleavage. In a later D3 stage, the Cataclasitas
de Soápaga formed, linked to a horse tail structure produced in the termination of the
Bucaramanga fault. The D4 phase affects the basement as well the Devonic
sedimentary cover (Tibet, Floresta and Cuche Formations) and produces an S1 axial
planar cleavage. At the end of the Jurassic, a new deformation D5 affects the Devonic
sedimentary cover and units from the early-middle Jurassic, represented in this area
by the Giron Formation. During this phase, faulting was an important event, and two
main families of normal faults with NE and NW directions were identified. Besides,
three families of dextral strike-slip faults with sense of movement
NNW and SE are also observed, together with a sinistral family with WNW movement.
The youngest family is the dextral strike-slip with NNW movement. All of these faults
might be related to the Pangea break-up during the late Jurassic. The last deformation
phase (D6) is associated to the tectonic invertion in the area during the late Cretaceous
and Paleogene
1. Introducción La cadena montañosa de Los Andes en Colombia se divide en tres cordilleras, que
resultan de la interacción compleja entre las placas de Caribe, Nazca y Suramericana
desde el Cretácico tardío (Bayona et al., 2013). Las cordilleras reciben el nombre de
Occidental, Central y Oriental, y se separan entre sí por los valles topográficos del
Magdalena y el Cauca-Patía respectivamente (Villagómez et al., 2011). La Cordillera
Oriental se bifurca en el norte de Colombia, dando paso a dos sistemas montañosos
como lo son Los Andes de Mérida y la cordillera del Macizo Santander-Perijá (Bayona
et al., 2008). Ésta se entiende como una cuenca extensional ancha de edad Cretácica,
que se formó durante al menos dos eventos de acortamiento y fue tectónicamente
invertida en el Cenozoico (Bayona et al.,
2008; Bayona et al., 2013). El basamento de la Cordillera Oriental contiene “firmas”
de metamorfismo de edad Greenvilliana (concentraciones principales de edades entre
1000-1200 Ma) con menor herencia de edades del Mesoproterozoico. A partir de
relaciones de corte entre rocas intrusivas y estratos del Paleozoico, se infiere la
probabilidad de que las rocas del basamento de la Cordillera Oriental tengan edad
Paleozoica inferior (Horton et al., 2010).
El Macizo de Floresta está ubicado en la zona axial de la Cordillera Oriental de
Colombia, en el departamento de Boyacá. El Macizo se encuentra elongado en
sentido NNE-SSW, delimitado por las fallas de Soápaga al Este y de Boyacá al Oeste
(Cardona et al., 2016), y posee un núcleo cristalino de edad Paleozoico temprano
(Fig.1b), compuesto por rocas metamórficas de facies de mediana presión y alta
temperatura (Botero, 1950). Las anteriores son intruídas por rocas graníticas de edad
similar, asociadas al margen activo del Paleozoico temprano presente en el margen
noroeste de Gondwana durante este periodo de tiempo (Cardona et al., 2016 ; Van
der Lelij et al., 2016).
Descansando discordantemente sobre el basamento cristalino se encuentra una
sucesión sedimentaria de edad Devónica representada por las Formaciones Tíbet,
Floresta y Cuche, sobre las cuales a su vez descansa discordantemente la Formación
Girón del Jurásico Superior. Las Formaciones Tibasosa y Une correspondientes al
6
Cretácico suprayacen a la Formación Girón completando la secuencia estratigráfica
visible en el Macizo de Floresta (Botero, 1950; Mojica & Villarroel, 1984 ; Cardona et
al., 2016 ; Van der Lelij et al., 2016).
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Figura 1. a) Mapa de la ubicación del Macizo de Floresta con representación de los principales
sistemas de fallas y macizos geológicos de Colombia, modificado de Maya (2001) y Cardona et al. (2016). CO: Cordillera Occidental, CC: Cordillera Central, SNSM: Sierra Nevada de Santa Marta, Sant: Macizo de Santander, Flo: Macizo de Floresta, Que: Macizo de Quetame, Gar: Macizo de
Garzón. b) Columna estratigráfica de la zona, modificada de Ulloa et al. (1998)
c) Mapa geológico del Macizo de Floresta, modificado de Ulloa et al. (1998).
1.1 Antecedentes Botero (1950) y Cediel (1969) describen a detalle la secuencia sedimentaria del
Devónico y definen las edades aproximadas del basamento cristalino del Macizo de
Floresta basados en las relaciones que tienen con esta. Mojica y Villarroel (1984)
mencionan que las unidades sedimentarias del Devónico como Tíbet, Floresta y
Cuche corresponden a un solo ciclo sedimentario y establecen una posible relación
de la Formación Cuche con rocas en el Macizo de Santander. Posterior a este ciclo
sedimentario, las fallas de Soápaga y Boyacá presentaron control
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tectonosedimentario sobre el Macizo, lo anterior con base en la discordancia que se
presenta entre la Formación Cuche del Devónico Superior y la Formación Girón del
Jurásico Superior. Barrett (1988) propone que la secuencia Devónica del Macizo de
Floresta se puede relacionar con la encontrada en el Macizo de Santander, en cuanto
a que ambas corresponden a un evento de transgresión marina ocurrido en el
Devónico temprano, seguido de regresión marina en el Devónico tardío.
Kammer & Sanchez (2006), concluye que las fallas de Soápaga y Boyacá representan
una continuación de la Falla de Bucaramanga formando una estructura de cola de
caballo, y que estas representan los límites de unos sistemas deposicionales en forma
de cuña. Kammer (1996) define que el estilo estructural de la Falla de Soápaga
condiciona la deformación del borde oriental del Macizo de Floresta. La Falla de
Soápaga pone en contacto distintas litologías en el norte, medio y sur del Macizo
(Vargas et al., 1981 ; Ulloa et al., 1998) y se propone la existencia de zonas
transversales a la falla que controlan la geometría de las estructuras regionales en el
bloque yacente (Villar et al., 2017).
En cuanto al basamento cristalino, Manoslava-Sanchez (2017) concluye que las rocas
metapelíticas encontradas en la Formación Esquistos y Miembro Filitas de Busbanzá
evidencian polimetamorfismo asociado a dos eventos de deformación que generan
clivaje de pizarrosidad y clivaje de creanulación, al igual que enuncian que la
Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá representa el núcleo más antiguo del
Macizo de Floresta, siendo este de edad pre-Ordovícica a Ordovícica. Cardona et al.,
(2016) y Van der Lelij et al., (2016) coinciden en que las rocas metamórficas e ígneas
del Macizo de Floresta son de edad Paleozoico temprano, asociadas al margen activo
existente durante el Paleozoico en el margen de Gondwana.
1.2 Problema de investigación La falta de detalle en trabajos previos de geología estructural en el Macizo de Floresta
son la fuente de problema más importante para la realización de este proyecto. De
igual manera, la baja resolución en los trabajos de cartografía regional en la zona lleva
a proponer soluciones con un trabajo de geología estructural de detalle.
1.3 Objetivos El objetivo del presente trabajo es establecer una cronología de los eventos de
deformación que han afectado al Macizo de Floresta desde el Paleozoico temprano
hasta el Cenozoico, con base en la conjugación de criterios de campo, estructuras de
deformación a escalas microscópicas y macroscópicas, y análisis petrológico, con el
objetivo de crear un modelo de evolución estructural de la zona de estudio, para
contribuir al entendimiento de la geología regional y del bloque colgante de la falla de
Soápaga que ha sido escasamente estudiado.
2. Estratigrafía En el Macizo de Floresta afloran rocas metamórficas de bajo a alto grado, de edad
Ordovícica, intruídas por cuerpos ígneos de edad Paleozoica (Mojica & Villarroel,
1984; Cardona et al, 2016). En la zona afloran rocas sedimentarias de edades que
van desde el Paleozoico hasta el Mesozoico tardío (Mojica & Villarroel, 1984). A
continuación, se hará una breve descripción de las distintas formaciones y cuerpos
de roca que afloran en la zona de estudio.
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2.1. Cuerpos ígneos
2.1.1 Cuarzomonzonita de Santa Rosita Se denomina Cuarzomonzonita de Santa Rosita al cuerpo ígneo aflorante al este del
Municipio de Belén, con una longitud aproximada de 12 kilómetros, y una composición
mineralógica de cuarzo, plagioclasa alterada a sericita y moscovita, de textura
fanerítica, y color rosado si no se encuentra alterada (Ulloa et al, 1998).
2.1.2 Stock de Chuscales Se denomina Stock de Chuscales al cuerpo ígneo que aflora al Noreste del Municipio
de Floresta y al Oeste del Municipio de Otengá. El cuerpo se caracteriza por poseer
una composición mineralógica en la cual predomina cuarzo, ortoclasa caolinitizada,
plagioclasa y biotita ligeramente cloritizada. Este cuerpo se encuentra intruyendo a la
Formación Cuarcitas y Filitas de Chuscales y al miembro Esquistos de Ometá en las
inmediaciones del Municipio de Otengá (Ulloa et al., 1998). La edad de este cuerpo
ígneo es de 472 ± 22 Ma, según datación radiométrica por el método de Rb/Sr
reportado por Ulloa & Rodriguez (1982).
2.1.3 Stock de Otengá El Stock de Otengá es un cuerpo ígneo de composición granítica, granodiorítica y
cuarzosienítica que aflora al Este del Municipio de Otengá, con una composición
mineralógica que consta de cuarzo, ortoclasa, albita, biotita y microclina si no se
encuentra alterada. El cuerpo se encuentra intruyendo a la Formación Esquistos y
Filitas de Busbanzá en distintos puntos aledaños a el Municipio de Otengá (Ulloa et
al., 1998). Las principales diferencias entre el Stock de Otengá y el Stock de
Chuscales radican en su relación de campo con formaciones cercanas y en sus
diferencias composicionales (Manoslava-Sanchez et al., 2017).
2.2 Unidades metamórficas
2.2.1 Neis de Buntia La unidad metamórfica del Neis de Buntia aflora al suroeste del Municipio de Beteitiva
en los alrededores de la Quebrada Buntia, con una extensión aproximada de 4
kilómetros. En cuanto a la composición de la unidad, esta presenta un leucosoma
compuesto principalmente por cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa, y un
paleosoma mayoritariamente anfibólico con actinolita y biotita cloritizada de edad
Paleozoico temprano (Botero 1950; Ulloa et al., 1998).
2.2.2 Formación Esquistos y Miembro Filitas de Busbanzá La Formación Esquistos y Filitas de Busbanzá aflora en zonas aledañas a los
municipios de Otengá, Floresta y Busbanzá, y constituye el núcleo cristalino del
Macizo de Floresta, perteneciendo al Paleozoico temprano (Botero, 1950; Ulloa et al.,
1998). Según Jiménez (2000), la Formación Esquistos y Filitas de Busbanzá se
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subdivide en 2 miembros: Miembro Esquistos de Otengá y Miembro Filitas de Ometá,
los cuales se describirán a continuación.
2.2.2.1 Miembro Esquistos de Otengá El Miembro Esquistos de Otengá aflora en zonas aledañas al Municipio de Otengá, y
consiste de esquistos moscovíticos cuarzosos con silimanita y granate, y esquistos
cuarzo moscovíticos con porfiroblastos de cordierita, los cuales se encuentran
intercalados con filitas y cuarcitas (Jiménez, 2000; Manoslava-Sanchez et al., 2017;
Ulloa et al., 1998). En términos de composición mineralógica del miembro, resalta la
presencia de moscovita, cuarzo, biotita cloritizada y feldespato (Ulloa et al., 1998).
2.2.2.2 Miembro Filitas de Ometá Las Filitas de Ometá afloran en la parte sureste del Macizo de Floresta en cercanías
al Municipio de Busbanzá, y consiste de filitas cordieríticas intercaladas con cuarcitas
y metareniscas, con una composición mineralógica de cuarzo, moscovita, biotita y
porfiroblastos de cordierita (Jiménez, 2000; Manoslava-Sanchez et al., 2017 ; Ulloa
et al., 1998). La presencia de cristales de andalucita y cordierita sobreyaciendo la
textura esquistosa podrían indicar que estos se deben a un evento posterior de
metamorfismo de contacto sobre la Formación Esquistos y Filitas de Busbanzá,
producido por la intrusión del Stock de Otengá (Ulloa et al., 1998).
2.2.3 Cuarcitas y Filitas de Chuscales Se denomina Cuarcitas y Filitas de Chuscales al cuerpo de rocas metamórficas que
afloran al noreste del Municipio de Floresta, compuesto por cuarcitas y
metaconglomerados, algunos de estos con clastos orientados (Ulloa et al., 1998).
2.2.4 Formacion Cataclascitas de Soapaga La Formación Cataclascitas de Soapaga aflora al noroeste del Municipio de Paz del
Río y consiste de rocas aparentemente graníticas con texturas neisicas y brechoides
que exhiben un grado relativamente alto de fracturamiento, micro fallamiento e
intercrecimiento. Mineralogicamente, las rocas presentan cuarzo, ortoclasa,
microclina, moscovita y sericita, segùn analisis petrogràficos hechos por Ulloa et al.
(1998).
2.3 Unidades sedimentarias
2.3.1 Formación Tibet La Formación Tibet aflora en el Norte, Centro y Sur del Macizo de Floresta, y
representa las rocas sedimentarias más antiguas de la zona ya que pertenece al
Devónico Inferior (Mojica y Villarroel, 1984). Cediel (1969), define la Formación Tibet
como el miembro inferior de la Formación Floresta, compuesto principalmente por
areniscas y conglomerados, mientras que Mojica y Villaroel (1984) proponen elevarla
al grado de Formación, describiendola como una secuencia de areniscas caoliníticas
con intercalaciones de limolitas. Estratigráficamente, la Formación Tibet se encuentra
en contacto disconforme con el basamento cristalino del Macizo de Floresta hacia la
base, mientras que hacia el tope se encuentra concordante con la Formación Floresta
(Mojica & Villarroel, 1984 ; Ulloa et al., 1998).
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2.3.2 Formación Floresta La Formación Floresta aflora principalmente en las partes Norte y Sur del Macizo de
Floresta, y fué inicialmente descrita por Botero (1950) como una Formación
compuesta por tres conjuntos; el inferior conglomerático, el medio arcillolítico y el
superior arenoso, con espesor variable en cada uno de estos perteneciente al
Devónico Medio (Mojica y Villarroel, 1984). Esta formación se encuentra en contacto
neto con la Formación Tibet hacia la base, y en contacto transicional con la Formación
Cuche (Cediel, 1969 ; Mojica & Villarroel, 1984 ; Ulloa et al., 1998).
2.3.3 Formación Cuche Se define como Formación Cuche a la unidad sedimentaria compuesta por limolitas y
areniscas con intercalaciones de arcillolitas, de color morado o rojo (Cediel, 1969),
que aflora en la parte suroccidente, occidente y norte del Macizo de Floresta
perteneciente al ´Devónico Superior (Mojica y Villarroel, 1984; Ulloa et al., 1998). Esta
formación se encuentra en contacto transicional hacia la base con la Formación
Floresta, y en contacto discordante con la Formación Girón hacia el tope (Cediel, 1969
; Ulloa et al., 1998).
2.3.4 Formación Girón La Formación Girón aflora hacia el este y oeste del Macizo de Floresta, y se define
como una sucesión de conglomerados con matriz limolítica que contienen clastos de
granitos, cuarcitas y limolitas, de edad Jurásica (Cediel, 1969 ; Ulloa et al., 1998).
Estratigráficamente, se encuentra en contacto discordante con la Formación
Cataclascitas de Soápaga, el Stock de Otengá y la Formación Cuche en la base, y en
contacto discordante con la Formación Tibasosa en el tope (Ulloa et al., 1998).
2.3.5 Formación Tibasosa Se denomina Formación Tibasosa al cuerpo de rocas sedimentarias que afloran al
oeste, este y sur este del Macizo de Floresta. Renzoni (1981) subdivide la formación
en cuatro miembros: Miembro Basal, Miembro Calcáreo inferior, Miembro Arenáceo,
y el miembro Calcáreo superior. Ulloa et al. (1998) definen la edad de la Formación
como Cretácico, y proponen unir el Miembro Basal con el Miembro Calcáreo inferior
y el Miembro Arenáceo intermedio con el Miembro Calcáreo superior con el objetivo
de facilitar la cartografía. La base de la Formación Tibasosa se encuentra en contacto
disconforme con la Cuarzomonzonita de Santa Rosita y la Formación Cuche, y en
contacto paraconforme con la Formación Girón (Ulloa et al., 1998).
2.4 Geología estructural regional El Macizo de Floresta se encuentra delimitado por dos fallas regionales inversas, la
Falla de Soápaga al Este y la Falla de Boyacá al Oeste. En este, se pueden observar
estructuras como pliegues y fallas regionales (Fig 1), las cuales se describirán a
continuación.
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2.4.1 Fallas de Soápaga y Boyacá Las Fallas de Boyacá y Soápaga son definidas como fallas inversas con dirección
noroeste, y corresponden a la terminación de una estructura de cola de caballo de la
Falla de Santa Marta - Bucaramanga (Kammer & Sanchez, 2006). Según Kammer
(1996) el estilo estructural de la Falla de Soápaga condiciona el borde este del Macizo
de Floresta en dos segmentos: un segmento afectado por flexión y
fallamiento y otro segmento fallado con relaciones de arrastre inverso. Villar et al.,
(2017) proponen la existencia de zonas transversales a la Falla de Soápaga que
controlan la geometría de los pliegues en el bloque yacente y las fallas a nivel regional.
2.4.2 Falla de Tutasá La Falla de Tutasá es de carácter inverso, tiene una dirección aproximada NNE
poniendo en contacto la Cuarzomonzonita de Santa Rosita con la Formación Tibet en
el norte del Macizo, y hacia el sur pone en contacto a la Formación Floresta con la
Formación Cuche (Ulloa et al., 1998).
2.4.3 Anticlinorio de La Floresta Se refiere como Anticlinorio de La Floresta a la estructura regional que tiene como
flancos al este y al oeste Formaciones de edad Cretácica como la Formación Une y
la Formación Tibasosa, y como núcleo tiene rocas ígneas, metamórficas y
sedimentarias pertenecientes al Devónico o previas a este (Ulloa et al., 1998).
2.4.4 Anticlinal y Sinclinal de La Floresta Son estructuras simétricas que tienen dirección aproximada de NNE. Hacia el sureste
del Macizo de Floresta repliegan a la Formación Esquistos y Miembro Filitas de Ometá
según (Ulloa et al., 1998).
3. Metodología de la investigación La metodología a seguir durante el desarrollo del proyecto de grado se expone en el
siguiente diagrama de flujo:
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Figura 2. Diagrama de flujo con la metodología de investigación para el presente proyecto
Para la metodología de trabajo se seguirá el orden del diagrama de flujo de la figura
2, donde se comenzará con una revisión bibliográfica del Macizo de Floresta, seguido
por trabajo de campo. El trabajo de campo consiste de dos salidas de campo
independientes para la realización de dos transectas individuales. En cada una de
estas transectas se describirán y medirán estructuras geológicas, y a su vez, se
tomarán muestras orientadas. Posteriormente, se realizarán 10 secciones delgadas
con el fin de desarrollar análisis microtectónico y análisis petrológico (condiciones de
metamorfismo, grado metamórfico y minerales asociados). Finalmente, se realizará
un modelo tectónico integrando criterios micro y macro estructurales, el cual dará las
bases para proponer un modelo tectónico del área de estudio.
3.2. Trabajo de campo
3.2.1 Transecta Belén - Paz del Río
3.2.1.1 Descripción de la transecta La transecta de Belén - Paz del Río se realizó entre los municipios de Belén y Paz del
Río, con una longitud total de 16,8 km en sentido NWW-SEE. La transecta comienza
en un punto de coordenadas , al norte del
Municipio de Belén (Figura 3). El siguiente diagrama muestra la marcha ruta seguida,
así como algunos datos estructurales significativos recolectados a lo largo de la
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transecta, la cual inicia sobre unidades del Ordovícico (Cuarzomonzonita de Santa
Rosita) y finaliza sobre unidades del Cenozóico (Formación Concentración).
Figura 3. Marcha ruta seguida para la transecta Belén-Paz del Río. Mapa base: Ulloa et al. 1998
En los primeros dos kilómetros se encontraron cuarzoarenitas y conglomerados con
intercalaciones de limolitas rojizas, pertenecientes a la Formación Tibasosa, de las
cuales se lograron medir datos de dirección y ángulo de buzamiento. En los siguientes
cuatro kilómetros de la transecta se identificaron rocas ígneas félsicas de textura
fanerítica con un elevado contenido de Feldespatos ≈ 40% y un contenido de
Cuarzo relativamente bajo ≈ 15%, pertenecientes al cuerpo Cuarzomonzonita de
Santa Rosita. Se encontró un afloramiento del cuerpo mencionado anteriormente
una foliación S1 (ver Anexo 1). A lo largo de los siguientes seis km de la transecta se
observaron rocas pertenecientes a la secuencia sedimentaria del Devónico
(Formaciones Tíbet, Floresta y Cuche), sobre las cuales se midieron las superficies
S0 (estratificación) y S1 (clivaje planar-axial), revelando así estructuras regionales
como el Anticlinal de La Floresta (Figura 5). Los cuatro km finales de la transecta se
realizaron a detalle gracias a la importancia que tienen para el modelo, y se
ejemplifican en la Figura 7 y su perfil independiente en la Figura 12.
En este tramo se observan conglomerados rojizos alternados con limolitas,
pertenecientes a la Formación Girón (revelando superficies S0 (estratificación), S1
(clivaje pizarroso) y S2 (clivaje disyuntivo) (ver Anexo 2), y hacia el final de la transecta
se observa el cuerpo Cataclasitas de Soápaga marcando una relación espacial con la
Falla de Soápaga. En el segmento mencionado anteriormente, se midieron distintos
planos y estrías de falla, logrando así agrupar estas por familias, teniendo en cuenta
su naturaleza y sentido de movimiento tectónico. De igual manera, en el segmento
final de la transecta se observó un tramo de dos km donde se repiten de forma regular
paquetes de filitas y conglomerados (Figura 4).
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Figura 4. Contacto tectónico entre paquetes de Filitas pertenecientes al Miembro Filtas de Ometá
(PCA?eo) y la Formación Girón (Jg). La Formación Cataclasitas de Soápaga se encuentra más
adelante en la transecta (hacia el Este).
La naturaleza del contacto es tectónica, puesto que se observan planos de falla y
zonas de mezcla de conglomerados con fragmentos de filitas. Se distinguieron dos
superficies, S1 clivaje de crenulación y S2 clivaje planar axial de las crenulaciones
sobre el Miembro Filitas de Ometá. El perfil geológico de la transecta se presenta a
continuación:
16
Figura 5. Corte geológico de la transecta BP. Las litologías utilizadas están basadas en la Figura 1b
17
3.2.1.1.1 Diagramas de Proyección Estereográfica de elementos planares
y lineales. Los datos recolectados en la transecta se procesaron utilizando el programa
TectonicsFP, y las proyecciones estereográficas se pueden observar en la siguiente
tabla:
Superficie S0 S1 S2
Formación
Fm. Tibet
Fm.Cuche
Fm.Girón
Miembro Filitas de
Ometá
18
Cuarzomonzonita
de Santa Rosita
Tabla 1. Proyecciones estereográficas de las superficies encontradas en las diferentes litologías del
perfil BP.
Como se observa en la Tabla 1, la superficie S0 de la Formación Cuche se encuentra
plegada, y el comportamiento similar de la superficie S1 tanto de la Formación Tíbet
como de la Formación Cuche permite validar que el plegamiento sobre las unidades
sedimentarias del Devónico ocurre a nivel regional. Este plegamiento se caracteriza
por anticlinales y sinclinales abiertos, pertenecientes a la fase de plegamiento F1. De
igual manera, se observa que el S0 de la Formación Girón no se encuentra plegado,
lo que indicaría que la fase de plegamiento F1 es previa a la deposición de esta
Formación.
Elemento estructural Diagrama de Angelier
Formación
Fm. Tibet
Fm. Girón
19
Miembro Filitas de Ometá
Tabla 2. Proyecciones estereográficas de los elementos lineales en la transecta BP. En la
tabla 2 se pueden observar las proyecciones estereográficas de las estrías de falla en
la Fm. Girón y la Fm. Floresta en la transecta BP. A nivel general, en la Fm. Tíbet se
observa una clara tendencia en cuanto a la dirección de hundimiento y el hundimiento
de las estrías de falla encontradas, puesto que la mayoría de estas poseen dirección
de hundimiento SO, con ángulos de hundimiento que oscilan entre (40°- 60°). En la
Fm. Girón se observan dos grupos de estrías dominantes, un grupo con dirección de
hundimiento NE con ángulos de hundimiento de alrededor de 45° y un grupo con
dirección de hundimiento SE y ángulos que varían entre (20° - 45°) (Figura 6).
Figura 6. Familias de estrías de falla sobre la Formación Girón, dirección de transporte NE
(izquierda) y dirección de transporte SE (derecha).
Gracias al diagrama de Angelier se puede decir que existen dos familias de fallas
principales en la Fm. Girón, con direcciones de transporte tectónico NE y NO. La
mayoría de estas fallas son de tipo normal, pero se nota la ocurrencia de algunas
fallas de tipo normal con componente de rumbo dextral. También, se distinguen dos
familias principales de fallas de rumbo, destrales con dirección de transporte tectónico
SE y sinestrales con dirección ENE-E. Finalmente, se observa que existen dos
familias de fallas dominantes sobre las Filitas, con direcciones de transporte tectónico
NNO y NE, las cuales son concordantes con aquellas encontradas sobre la Fm. Girón,
por lo que se puede concluir que el evento de deformación que generó los contactos
20
fallados entre el Miembro Filitas de Ometá y la Formación Girón es previo a aquel que
generó las familias de fallas normales y de rumbo.
3.2.2 Transecta Belén - Paz del Río tramo final
3.2.2.1 Descripción de la transecta Debido a la proximidad con la Falla de Soápaga, una posible incidencia que
esto tiene sobre el modelo tectónico regional y una gran riqueza de estructuras
tectónicas y marcadores de deformación, se realizó mapeo estructural de detalle de los
últimos dos km de la Transecta Belén - Paz del Río (BP) (últimos dos kilómetros en
Figura 3). El mapeo estructural de detalle comenzó en un punto
de coordenadas
sobre la carretera de Belén - Paz del Río, y se dividió
en tramos separados por 37 metros (Figura 7).
Figura 7. Marcha ruta seguida para la transecta Belén-Paz del Río tramo final. Mapa base: Ulloa et
al. 1998.
Durante los primeros tramos del mapeo se observó una sola litología, capas rojas
de limolitas intercaladas con conglomerados con clastos tamaño guijo y canto,
redondeados, de composición ígnea y sedimentaria, matriz limolítica, pertenecientes
a la Formación Girón. En el tramo número 8, se observa por primera vez una
intercalación entre los conglomerados de la Formación Girón y un cuerpo de Filitas
con asociaciones minerales pertenecientes a facies metamórfica esquisto verde (Ep
± Chl ± Qtz). Durante los tramos 11, 14, 26 y 31 también se observaron los contactos
tectónicos (Figura 8), definidos por un plano con buzamiento aparente en dirección E-
ESE, y se lograron medir las superficies S1 (clivaje de crenulación) y S2 (clivaje planar-
axial de la crenulación) sobre el Miembro Filitas de Ometá.
21
Figura 8. Intercalaciones entre Filitas y conglomerados en distintos puntos de la transecta. PCA?eo
corresponde al Miembro Filitas de Ometá y Jg corresponde a Formación Girón.
A lo largo de los tramos 1 al 36, se midieron sobre la Formación Girón 18 planos de
falla, junto con sus estrías de falla y la dirección de transporte tectónico que estas
revelaban, reconociendo dos familias de fallas normales (transporte al NE y NO) y
tres familias de fallas de rumbo (dextral con transporte al SE, dextral con transporte
al NNE y sinestral con dirección de transporte al ONO-O), las cuales, debido a
cuestiones de escala, no fueron incluídos en el perfil geológico (Figura 12). Es
importante resaltar que se encontraron afloramientos, donde se observó
superposición de estrías (Figura 9a), por lo que se afirma que las familias de fallas de
rumbo son posteriores a las familias de fallas normales. De igual manera, las
superficies S0 (estratificación), S1 (clivaje pizarroso) y S2 (clivaje disyuntivo) fueron
medidas sobre los conglomerados y limolitas de la Formación Girón, durante los
primeros 1.3 km del mapeo estructural de detalle. Sobre esta formación fueron
observados sistemas de venas en escalón y sistemas de venas sigmoidales, lo que
indicaría que un evento de deformación dúctil-frágil también afectó a esta formación
(Figura 9b). A pesar de encontrar la evidencia en campo, no se pudo establecer
temporalidad entre los dos eventos debido a la falta de criterios de superposición, por
lo que el evento de deformación dúctil-frágil no afecta directamente el modelo
tectónico del área.
22
Figura 9. a) Superposición de estrías de falla. Estrías de fallas normales (EFN) son cortadas por estrías
de fallas de rumbo (EFR). b) Sistemas de venas en escalón y sigmoidales sobre la Formación Girón
En el tramo 36 se encontraron rocas ígneas cristalinas macizas, altamente granulares
con alto contenido de cuarzo, cloritizadas, con bajo contenido de plagioclasas y
feldespatos que no son incluídas en el perfil geológico debido a cuestiones de escala.
Este tramo marca el final de la presencia de la Formación Girón en el mapeo
estructural, y marca el comienzo de un cuerpo pequeño (40 metros en potencia)
perteneciente a las Cataclasitas de Soápaga, sobre el Río Soápaga.
23
Figura 10. Superficies S1 y S2 en el cuerpo de Filitas
A partir del tramo 36 hasta el tramo 45 se hace notoria la presencia de Filitas con
asociaciones minerales de facies metamórfica esquistos verde (Ms + Qtz ± Chl), con
un clivaje de crenulación (S1) y un clivaje planar-axial (S2), apreciable en la Figura 10.
A partir del tramo 45 hasta el final del mapeo estructural de detalle, se observan unas
rocas cristalinas, con alto contenido de cuarzo, feldespato potásico y clorita, y en
algunos segmentos con un marcado lineamiento mineral (Figura 11a), al igual que
planos y estrías de fallas normales indicando movimiento tectónico hacia el SSE
(Figura 11b), pertenecientes al cuerpo Cataclasitas de Soápaga.
Figura 11. a) Lineación mineral de cuarzo en el cuerpo Cataclasitas de Soápaga. b) Estrías de falla
normal sobre las Cataclasitas de Soápaga. Teniendo en cuenta lo mencionado anteriormente, se genera el siguiente perfil
geológico:
24
Figura 12. Corte geológico del perfil BP tramo final. Utilizando litologías según la Figura 1b
3.2.2.1.1 Diagramas de Proyección Estereográfica de elementos planares
y lineales Utilizando el programa TectonicsFP, se generaron los siguientes
diagramas de proyección estereográfica para la transecta BP tramo final:
Superficie S0 S1 S2
Formación
Fm. Girón
25
Miembro Filitas de
Ometá
Tabla 3. Proyecciones estereográficas para el perfil BP tramo final.
En la Tabla 3 se puede observar cómo a partir del comportamiento de la foliación
metamórfica S1 y las relaciones entre las superficies S1 y S2 sobre el Miembro Filitas
de Ometá, se corrobora la existencia del plegamiento de la primera superficie
mencionada, como se puede ver en la Figura 12.
Elemento estructural Diagrama de Angelier
Formación
Formación Cataclasitas de Soápaga
Tabla 4. Proyecciones estereográficas de los elementos
lineales en la transecta BP tramo específico.
3.2.3 Transecta Cerinza - Beteitiva (CB)
3.2.3.1 Descripción de la transecta La transecta CB fue dividida en dos secciones, la sección occidental y la sección
oriental. La sección occidental inicia al sur del Municipio de Belén, en un punto de
coordenadas N 5°58’57.15’’ W 72°54’25.3’’, y se desarrolló a lo largo de la carretera
Belén - Quebrada las Puentes, mientras que la sección oriental inicia a lo largo de la
carretera Belén - Paz del Río en un punto de coordenadas N 5°59’31.09’’
W 72°51’27.55’’ y se desarrolla a lo largo de la variante carretera Belén - Paz del Río
- Beteitiva (Figura 13a, 13b).
26
Figura 13. a) Marcha ruta de la transecta Cerinza-Belén sección occidental. b) Marcha ruta de la
transecta Cerinza-Belén sección oriental. Mapa base: Ulloa et al. 1998.
En los primeros 2.5 km de la sección occidental de la transecta CB, se identificaron
rocas ígneas félsicas faneríticas con un alto contenido de Feldespato, pertenecientes
a la Cuarzomonzonita de Santa Rosita, que exhibían una clara foliación primaria S1
en algunos afloramientos. En los últimos dos km de la transecta se observaron
cuarzoareniscas con un bajo contenido de matriz, pertenecientes a la Formación
Tíbet. El contacto entre estas dos unidades no fue observado debido a efectos de
meteorización, pero se infiere que es un contacto fallado definido por la Falla de
Tutasá, gracias a las evidencias encontradas en el perfil BP (Figura 5). En la sección
oriental se observaron rocas sedimentarias pertenecientes a la secuencia
sedimentaria del Devónico (Fm. Tíbet, Fm. Floresta y Fm. Cuche) durante los
primeros 3.5 km, y se midieron las superficies S0 (estratificación) y S1 (clivaje planar
axial) sobre estas. En los siguientes 2.5 km de la sección afloran rocas ígneas
faneríticas altamente meteorizadas, con un elevado contenido de cuarzo y
plagioclasa, y una alta tasa de caolinización, pertenecientes al Stock de Otengá.
Durante los kilómetros finales de esta sección se observaron conglomerados
intercalados con cuarzoareniscas pertenecientes a la Formación Tibasosa, y
cuarzoareniscas intercaladas con limolitas de la Formación Une, sobre las cuales se
midieron superficies S0 (bedding). En base a observaciones, se generaron los
siguientes perfiles geológicos (Figuras 14 y 15):
27
Figura 14. Perfil geológico de la transecta CB tramo Occidental, utilizando litologías según la Figura
1b.
28
Figura 15. Perfil geológico de la transecta CB tramo Oriental, utilizando litologías según la Figura 1b.
29
3.2.3.1.1 Diagramas de Proyección Estereográfica de elementos planares
y lineales Utilizando datos recolectados durante la transecta, se generan los
siguientes diagramas de proyección estereográfica:
Superficie S0 S1
Formación
Fm. Tibet
Fm. Tibasosa
Cuarzomonzonita de
Santa Rosita
Tabla 5. Proyecciones estereográficas para la transecta CB
De la Tabla 5 se puede extraer información acerca del comportamiento de la
Formación Tíbet y la Formación Floresta, puesto que para ambas formaciones las
proyecciones estereográficas de contornos de polos de la superficie S0 revelan la
existencia de plegamiento regional de carácter amplio sobre estas, perteneciente a la
fase de plegamiento F1 en estas formaciones. Sobre las Formaciones del Cretácico
(Formación Tibasosa y Formación Une) no existe suficiente fundamento en las
proyecciones estereográficas ni en observaciones en campo, para concluir que se
encuentren plegadas. Lo anterior permite apoyar la interpretación dada en el perfil
geológico mostrado en la Figura 15.
30
3.3 Petrografía Luego de realizar el trabajo de campo, se realizaron secciones delgadas a ocho
muestras de las transectas BP y CB (Figura 16). A continuación, se hará una
descripción petrográfica y microtectónica de las muestras.
Figura 16. Mapa de muestras recolectadas en las dos transectas. Mapa base: Ulloa et al. 1998.
3.3.1 Descripción de las muestras ● BP-01:
La muestra BP-01 pertenece a la Cuarzomonzonita de Santa Rosita.
Composición mineralógica: Plagioclasa albita (45%), Cuarzo (20%), Clorita en matriz
(10%) y Moscovita en matriz (5%).
Textura: Fanerítica
A nivel general, la muestra posee una textura fanerítica, y está compuesta en su
mayoría por cuarzo (grano grueso a fino) y plagioclasa (grano grueso a medio),
mientras que en menor grado posee moscovita de grano medio a fino y
clorita±moscovita rellenando espacios intersticiales (grano muy fino) (ver Anexo 3).
Tipo de roca: Roca ígnea Cuarzomonzonita/Cuarzomonzodiorita
● BP-02:
Composición mineralógica: Cuarzo (30%), Plagioclasa albita (30%), Biotita (15%) y
Clorita (15%).
Textura: Milonítica
La muestra posee una alta cantidad de cuarzo y plagioclasa tipo albita, los cuales
varían en tamaño de grano desde gruesos a finos-muy finos. En menor proporción,
se encuentran minerales como la clorita y la biotita en tamaño de grano medio a fino.
(ver Anexo 4).
● BP-03:
31
Esta muestra pertenece al Miembro Filitas de Ometá.
Composición mineralógica: Cuarzo (45%), Moscovita (35%)
Textura: Milonítica
La muestra BP-03 está compuesta en su mayoría por cuarzo de tamaño muy fino y fino, y moscovita de tamaño muy fino, lo cual se debe a la reducción de tamaño de grano que esta sufrió. Dos grupos de venas de cuarzo cortan a la muestra de manera casi perpendicular. (ver Anexo 5). Tipo de roca: Roca metamórfica facies esquistos verdes milonitizada.
● BP-04:
Composición mineralógica: Cuarzo (25%), Matriz calcárea (20%)
La muestra pertenece a la Formación Girón y de manera general, posee un alto
contenido de clastos ígneos y sedimentarios, cuarzo, y una matriz calcárea sin
ninguna orientación preferencial. Los clastos contenidos en la muestra varían entre 1-
5 mm, poseen redondez moderada y no se encuentran orientados de manera
preferente.
Tipo de roca: Conglomerado mal seleccionado
● BP-05:
La muestra pertenece al primer cuerpo de Cataclasitas de Soápaga.
Composición mineralógica: Cuarzo (35%), Plagioclasa albita (25%), Feldespato
potásico (20%) y Sericita (15%).
Textura: Posee gran parecido a una roca ígnea fanerítica de grano medio.
En su gran mayoría, la muestra está compuesta por cuarzo y plagioclasa, los cuales
varían de tamaño de grano entre grueso a muy fino, ya que ésta parece haber sufrido
un proceso de reducción del tamaño de grano. La matriz de la roca está constituida
casi en su totalidad por sericita de tamaño de grano muy fino, y en menor proporción
por clorita y moscovita de tamaño muy fino (ver Anexo 6).
Tipo de roca: Cataclasita previamente roca ígnea fanerítica probablemente granito.
● BP-06:
Esta muestra pertenece a la Formación Miembro Filitas de Ometá.
Composición mineralógica: Moscovita (35%) y Cuarzo (35%).
Textura: Textura lepidoblástica
La muestra BP-06 se caracteriza por poseer un alto contenido de moscovita,
intercalada con pequeñas bandas de cuarzo de tamaño muy fino. De igual manera,
venas tardías de cuarzo cortan la foliación dando indicación de la temporalidad de
estas. Las intercalaciones entre moscovitas y cuarzos son usualmente entre 10-100 µm.
Tipo de roca: Roca metamórfica de facies esquistos verdes, filita.
● BP-07:
La muestra pertenece al cuerpo Cataclasitas de Soápaga.
Composición mineralógica: Cuarzo (35%), Plagioclasa albita (25%), Clorita (10%) y
Sericita (5%).
Textura: Textura fanerítica en roca ígnea con proceso de cataclasis
A grandes rasgos, la muestra posee un alto contenido de plagioclasa con alteración a
sericita en grano grueso a medio, cuarzo en grano medio y fino, y en menor grado
clorita con coronas de epidota en grano grueso.
● CB-01:
La muestra pertenece al cuerpo Stock de Otengá.
32
Composición mineralógica: Cuarzo (35%), Moscovita (20 %), Plagioclasa tipo albita
(15%).
Textura: Fanerítica de grano medio a grueso.
Mineralogicamente se compone principalmente de cuarzo en tamaño de grano grueso
a medio, plagioclasa tipo albita en tamaño de grano grueso a fino y moscovita en
tamaño grueso. Se encuentra altamente meteorizada a biotita. Tipo de roca: Roca
ígnea con composición granítica/granodiorítica.
3.3.2 Análisis de condiciones de metamorfismo Para las muestras BP-03 y BP-06 se toma en consideración la asociación
mineralógica que ambas presentan para definir las condiciones de metamorfismo que
estas sufrieron. La asociación mineral vista en las muestras es Qtz + Ms ± Chl ± Ep,
y esta correspondería a una facies metamórfica esquisto verde, con un protolito que
podría tener afinidad de metagranitoide o metapelítica.
3.4 Análisis microtectónico en secciones delgadas orientadas
Todas las muestras fueron analizadas en el plano XZ del elipsoide de deformación
finita (perpendicular a la foliación y paralelo a la lineación). En la descripción de las
muestras se usará la siguiente nomenclatura: PPL para luz plana polarizada y XPL
para nicoles cruzados.
● BP-01:
Figura 17. a) Orientación preferencial (hacia el ONO) de la reducción del tamaño de grano y la
rotación de Subgranos (XPL 4x). b) Bordes poligonales entre cuarzos (XPL 10x).
Como se puede ver en la Figura 17, la muestra tiene evidencias de procesos de
recristalización dinámica y estática. La recristalización dinámica se ve reflejada en dos
procesos como lo son el Bulging y la rotación de subgranos, mientras que la
recristalización estática se evidencia gracias a los bordes poligonales entre los
cuarzos en algunos segmentos de la muestra (ver Figura 17b, Anexo 7), y además, la
roca parece haber sufrido una reducción del tamaño de grano en dirección ONO.
33
Gracias a lo anterior, se puede decir que la roca sufrió deformación en el nivel
estructural dúctil en un primer evento y frágil en un segundo evento.
● BP-02:
Figura 18. Porfiroblasto sigma de plagioclasa, donde el “step-up” de la cola ocurre hacia el NNE (
XPL 4x).
De acuerdo con la Figura 18, la muestra exhibe un intenso proceso de reducción del
tamaño de grano, así como la presencia de porfiroblastos (de cuarzo y plagioclasa)
tipo sigma y en menor grado tipo delta, en una matriz milonítica. Se puede concluir
que la muestra es una protomilonita. Es importante mencionar que algunos
porfiroblastos sufren también fracturas, por lo cual se podría decir que la roca se
milonitizó en un primer evento de deformación, en el nivel estructural inferior
(reducción del tamaño de grano y Migración de Borde de Grano), y luego al
exhumarse se deformó de manera frágil en el nivel estructural superior
(porfiroclastos fracturados) (ver Anexo 8). ●
BP-03:
Figura 19. a) Reducción del tamaño de grano y microfallamiento dextral de vena de cuarzo ( XPL
4x). b) Microfallamiento sinestral de vena de cuarzo ( XPL 4x).
34
La Figura 19 muestra dos claros ejemplos de la deformación de esta muestra. Se hace
claro que la reducción en el tamaño de grano es muy alta (90%), puesto que el tamaño
de grano en general de la muestra es fino a muy fino. En la Figura 19a, se observa
como una vena de cuarzo que corta totalmente la muestra presenta microfallamiento
de rumbo dextral, con dirección de transporte tectónico hacia el NNE, mientras que
en la Figura 19b se evidencia microfallamiento de rumbo sinestral de una vena de otra
vena de cuarzo, con dirección de transporte al SSO. Con base en lo anterior, y en
observaciones hechas sobre la muestra, se puede determinar que las dos direcciones
distintas de microfallamiento corresponderían a dos eventos de deformación frágil
independientes, y que el evento que generó el microfallamiento sinestral es posterior
a aquel que generó el microfallamiento dextral (ver Anexo 9). ● BP-04:
Figura 20. Clasto de afinidad ígnea presente en la muestra ( XPL 4x)
Según lo observado en la Figura 20, ni la matriz ni los clastos poseen una orientación
preferencial en la muestra. En algunas secciones de la BP-04, el cuarzo tiene
extinción ondulatoria, lo que sugiere la dislocación de su red cristalina.
● BP-05:
Figura 21. Cuarzo de tamaño de grano grueso a fino, matriz de sericita ( XPL 4x).
35
Como se puede ver en la Figura 21, en la muestra se observa un intenso proceso de
cataclasis, marcado en mayor proporción por la reducción de grano de los cristales
de cuarzo y plagioclasa, y en menor proporción por la presencia de sericita ±
moscovita en la matriz. A pesar de no ser una muestra orientada, esta parece tener
una orientación preferencial de trituramiento, puesto que este parece hacerse más
intenso en algunos sectores de la muestra. De igual manera, se hace notorio el
contraste en algunos sectores de la muestra, entre zonas con un grado de
trituramiento más grande que otras (Figura 22).
Figura 22. Contraste de zonas de mayor y menor grado de trituración ( XPL 4x)
En la Figura 22 se puede observar como hay una zona donde existe mayor grado de
reducción de tamaño de grano, mientras que en la otra la reducción no es tan intensa.
Es importante anotar que en las zonas donde hay más presencia de reducción de
tamaño de grano, la sericita está presente en mayor cantidad, mientras que en zonas
donde no es apreciable la reducción, este mineral es prácticamente inexistente. De lo
anterior se concluye que durante el mismo periodo de deformación que causó la
cataclasis, existieron zonas en donde la intensidad del esfuerzo fue mayor y en otras
menor, generando así la textura mencionada anteriormente (ver Anexo 10).
● BP-06:
36
Figura 23. Bandas de moscovita orientadas en dirección NNO ( XPL 4x).
En la Figura 23 se puede observar la superficie S1, la cual se encuentra orientada en
dirección NNO, y está caracterizada por intercalaciones entre moscovita de tamaño
fino y cuarzo de tamaño muy fino. Se puede decir que esta superficie corresponde a
un evento de deformación dúctil (nivel estructural inferior) que ocurrió sobre la roca.
De igual manera, se puede observar como a esta superficie S1 la corta la superficie
S2 (ver Figura 24), siendo esta otra superficie generada a partir de un evento de
deformación dúctil. Posterior a estos dos eventos, ocurre la deposición de una serie
de venas de cuarzo, las cuales posteriormente son afectadas por microfallamiento de
rumbo sinestral en dirección NNO, por lo que se podría decir que el evento
anteriormente mencionado ocurre en el nivel estructural superior, siendo posterior a
las deformaciones asociadas al nivel estructural inferior.
37
Figura 24. Relación entre las superficies S1 y S2 ( XPL 4x) con NNO a la izquierda de la imagen.
● BP-07:
Figura 23. Clorita, Epidota, cuarzo y plagioclasa con alteración a sericita ( XPL 4x).
La Figura 23 exhibe algunos de los marcadores de deformación presentes en la
muestra. En la Figura 23 se observa la alteración de la plagioclasa a sericita, así como
la presencia de epidota y clorita. En cuanto al cuarzo en la muestra, este presenta
evidencias de recristalización dinámica (Bulging y Migración de borde de grano), lo
cual indica que se deformó en el nivel estructural inferior. Asimismo, en la muestra se
evidencia fracturación en cristales de plagioclasa (ver Anexo 11), lo que sugiere que
esta sufrió deformación en el nivel estructural superior. Aparte de las alteraciones de
la plagioclasa, en ciertos sectores de la muestra se observa reducción considerable
38
del tamaño de grano, y existe una dirección preferencial de trituramiento en dirección
(ver Anexo 11).
● CB-01:
Figura 24. a) Moscovitas con desarrollo de kinking. Las moscovitas se encuentran orientadas en sentido NNO (en
XPL 4x) b) Moscovitas con desarrollo de kinking (en XPL 4x).
Se puede observar en la Figura 24 la orientación en sentido NNO de las moscovitas,
así como el kinking generado en dirección perpendicular a la dirección de
estiramiento. A pesar del alto grado de meteorización de la muestra, en los cuarzos
se logra observar extinción ondulatoria. En base a lo anterior, se puede asociar el
plegamiento tipo kinking presente en las moscovitas a un evento de deformación dúctil
en el nivel estructural inferior afectó al Stock de Otengá (ver Anexo 12).
4. Análisis de datos
4.1 Análisis tectónico integrado
4.1.1 Análisis macroestructural En el análisis macroestructural se consideran todas aquellas superficies tectónicas y
marcadores de deformación vistos a escala métrica, centimétrica y milimétrica en
afloramiento, durante la realización de las transectas Belén-Paz del Río (BP) y
Cerinza-Beteitiva (CB), tomando como especial consideración la posición
estratigráfica de las unidades que sufrieron dicha deformación. El basamento
cristalino del Macizo de Floresta fue observado tanto en la transecta BP como en la
transecta CB. En la transecta BP el basamento está representado por el Miembro
Filitas de Ometá y la Cuarzomonzonita de Santa Rosita, los cuales exhiben evidencias
de deformación en el nivel estructural inferior (régimen dúctil), puesto que sobre el
Miembro Filitas de Ometá fueron observados S1 y S2, y sobre la Cuarzomonzonita de
Santa Rosita fue observada foliación primaria dúctil (S1). La Cuarzomonzonita de
Santa Rosita fue observada en la transecta CB, exhibiendo foliación primaria dúctil
(S1) con una dirección de buzamiento al O-ONO, muy similar a aquella vista en la
transecta BP (Figura 5, Figura 15). Con base en lo anterior, se plantea la existencia
de al menos fases de deformación dúctiles (D1, D2) que afectaron al basamento
39
cristalino del Macizo de Floresta en un principio. Debido a su posible relación con las
rocas del basamento, y la relación discordante con la Formación Girón, la generación
de la Formación Cataclasitas de Soápaga se determina como la fase de deformación
D3, la cual será discutida más adelante (Sección 5).
De acuerdo con relaciones estratigráficas (Figura 1b), las Formaciones Tíbet,
Floresta y Cuche representan la primera cobertura sedimentaria del Macizo de
Floresta, depositada en el Devónico. Sobre estas, se pudo apreciar plegamiento a
nivel regional en ambas transectas, el cual fue revelado gracias a la relación entre la
superficie S0 (estratificación) y S1 (clivaje planar-axial). Este plegamiento regional
correspondería a una fase de deformación (D4) posterior a aquel que deformó
inicialmente el basamento. En la transecta BP se observaron estrías de fallas
normales que indicaban dirección de transporte tectónico SSE (Figura 5, Figura 11b)
sobre la Formación Cuche (observadas pero no medidas), Formación Tibet y la
Formación Cataclasitas de Soápaga, indicando un posible evento extensional previo
a la deposición de la Formación Girón. Sobre la Formación Girón se lograron
discriminar contactos tectónicos entre esta y el Miembro Filitas de Ometá de la
Formación Filitas y Esquistos de Busbanza (Figura 4, Figura 8). El evento de
deformación frágil que afecta a la Formación Girón es aquel definido por las familias
de fallas normales (NE y NO) y fallas de rumbo posteriores (dextral al SE, dextral al
NNO y sinestral al ONO) (Figura 9a). En conjunto, las deformaciones frágiles de
carácter extensional mencionadas anteriormente representan la fase de deformación
D5 en el nivel estructural superior (régimen frágil). Por último, en la transectas BP y
CB se observaron en contacto unidades del Jurásico con unidades del Cretácico, y
unidades del Jurásico con unidades del Paleógeno, marcando así la última fase de
deformación D6 que correspondería a la acción de la Falla de Soápaga actuando como
falla inversa.
4.1.2 Análisis microestructural Para el análisis microestructural se deben tener en cuenta las superficies tectónicas
apreciables, evidencias de microfallamiento y los marcadores de deformación
intracristalina que evidencian zonas de shear y otras deformaciones, observados en
las secciones delgadas realizadas para este proyecto de grado. Al igual que en la
sección 4.1.1, se tiene en cuenta la posición estratigráfica de las muestras al momento
de realizar el análisis. Representando el basamento, la muestra BP-03 pertenece a el
Miembro Filitas de Ometá, y en esta se pueden observar claramente la foliación S1,
la cual se relacionaría con la fase de deformación D1 mencionada anteriormente (ver
sección 4.1.1). De igual manera en esta muestra se observa microfallamiento de tipo
dextral en dirección NNE (Figura 19a), el cual concuerda con una de las direcciones
de transporte tectónico de las familias de fallas de rumbo propuestas en la sección
anterior para la fase de deformación D5. La muestra CB-01 hace parte del Stock de
Otengá, y presenta una alta tasa de deformación dúctil en las moscovitas (ver Figura
24) representada por plegamiento tipo kinking, lo cual permite pensar que se deformó
bajo regímenes dúctiles en el nivel estructural inferior en alguno de los eventos de
deformación que afectaron al basamento mencionados anteriormente (ver sección
4.1.1). La última muestra recolectada perteneciente al basamento es BP-06, la cual
resulta de gran importancia para el análisis microestructural del presente trabajo, ya
que en esta se revela una nueva superficie tectónica para el Miembro Filitas de Ometá
(S3) (ver Figura 25).
40
Figura 25. Sección delgada de la muestra BP-06, mostrando una superficie no identificada en campo
(S3) (XPL 4x).
Como se puede ver en la Figura 25, en la muestra BP-06 son apreciables tres
superficies tectónicas, revelando así una superficie que no fue vista en campo
(considerando foliación metamórfica S1, clivaje de crenulación S2 y clivaje planar axial
S3 sobre el Miembro Filitas de Ometá, asociado al evento de deformación D3 o D4 (ver
Sección 5). Se concluye que sobre el basamento metamórfico del Macizo de Floresta
actúan por lo menos tres fases de deformación dúctiles Finalmente, a las muestras
BP-05 y BP-07, a pesar de haber sufrido un intenso proceso de cataclasis, se alcanza
a distinguir tanto en sección delgada (ver Figura 21 y Figura 23) como en muestra de
mano, la composición de la roca que sufrió este proceso. Dicha composición es
gobernada por cuarzo, con algunas variaciones en cuanto a la cantidad de plagioclasa
y feldespato potásico presentes en la muestra, lo que permite decir que el tipo de roca
que sufrió el proceso de trituración debió haber sido una roca ígnea con textura
fanerítica, probablemente un granito o una granodiorita. Lo anterior es de gran
importancia al momento de asignarle una fase de deformación a la Formación
Cataclasitas de Soápaga, y se discutirá en el siguiente capítulo (ver Sección 5).
5. Discusión y Modelo tectónico del área De acuerdo al análisis microestructural y macroestructural del área de trabajo, así
como consideraciones acerca de los perfiles geológicos realizados y las proyecciones
estereográficas de elementos planares y lineales, el objetivo de esta sección es
proponer un modelo tectónico del área de trabajo, comprendido desde la formación
del basamento cristalino hasta la configuración actual de la parte norte del Macizo de
Floresta. Como fue discutido en las secciones 4.1.1 y 4.1.2, un cierto número de fases
de deformación Dn fueron interpretadas y teniendo en cuenta lo anterior, se plantean
las siguientes fases de deformación para la zona de estudio:
● D1, D2: Fases de deformación que generan y deforman el basamento cristalino
del Macizo de Floresta. El basamento de la cordillera oriental habría sufrido
metamorfismo en un margen activo entre el Mesoproterozóico y el Paleozoico
41
inferior (D1 , Tabla 6, Figura 26a) (Horton et al., 2010; RestrepoPace & Cediel.,
2010). En el marco de la orogenia Caledoniana, el basamento metamórfico
habría sufrido la intrusión de cuerpos ígneos (Stock de Otengá y
Cuarzomonzonita de Santa Rosita), y, posterior deformación asociada a este
proceso y a la exhumación (D2, Tabla 6, Figura 26b) (Suarez, 1990; Horton et
al., 2010; Cardona et al., 2016).
● D3: Para la creación de la Formación Cataclasitas de Soápaga (este trabajo)
se tienen en cuenta los siguientes factores: (1) Evidencia de deformación en
regímenes frágiles fue encontrada sobre la Formación. La familia de fallas
normales con dirección SSE encontrada sobre esta coincide con aquellas
halladas en la Formación Tíbet y la Formación Cuche, lo que sugiere una
temporalidad similar entre las Cataclasitas y las Formaciones sedimentarias
del Devónico. (2) Las rocas que sufrieron el proceso de cataclasis son ígneas,
de textura fanerítica, grano grueso-medio, con composición
graníticagranodiorítica, similar a aquella encontrada en el basamento del
Macizo de Floresta (Stock de Otengá). (3) Cerca al contacto discordante entre
esta Formación y el Miembro Filitas de Ometá se encontró una familia de
estrías de falla sinestral con dirección de transporte al SE-SSE. La creación de
la Formación Cataclasitas, por ende, se asocia a la fase de deformación D3
(Tabla 6, Figura 26c) en la medida en que producto de las acreciones de
terrenos continentales mencionadas por Cardona et al., (2016) en el Silúrico,
se haya generado una zona de sutura con características de falla de rumbo,
donde la parte norte del Macizo de Floresta se encontraría en la terminación
de esta falla (estructura de cola de caballo). La última consideración que se
debe hacer es que en la Formación Cataclasitas de Soápaga coexisten las
Cataclasitas y el Miembro Filitas de Ometá, con lo que se piensa que se debió
haber exhumado una porción del Stock de Otengá y del Miembro Filitas de
Ometá. Siendo así, la naturaleza de la estructura de cola de caballo debe ser
transpresiva, debido a la configuración tectónica previamente mencionada.
● Se deposita la secuencia sedimentaria del Devónico, representada por las
Formaciones Tíbet, Floresta y Cuche, como resultado de transgresión marina
(Mojica & Villarroel, 1984).
● D4: Plegamiento de la secuencia sedimentaria del Devónico se puede atribuir
a la acreción de múltiples terrenos y la colisión entre Gondwana y Laurentia
durante las etapas finales de amalgamiento de Pangea, durante el Paleozoico
tardío (Carbonifero-Pérmico) (Tabla 6, Figura 26d) (Horton et al., 2010;
Cardona et al., 2016).
● D5: Esta fase de deformación estaría representada por la familia de fallas
normales en sentido SSE afectando a las formaciones Cataclasitas de
Soápaga, Tibet y Cuche, los contactos tectónicos entre la Formación Girón y
el Miembro Filitas de Ometá y las familias de fallas normales (NE y NO) y fallas
de rumbo posteriores (dextral al SE, dextral al NNO y sinestral al ONO). Se
relaciona esta fase de deformación con el modelo de rift intracontinental del
Jurásico tardío causado por la separación de Pangea (Tabla 6, Figura 26e)
(Cediel et al., 2003 ; Bustamante et al., 2010 ; Horton et al., 2010 ; Cardona et
al., 2016)
● D6: Fase de deformación representada por la existencia de contactos
tectónicos entre estratos del Cenozoico y estratos del Jurásico, así como
42
estratos del Cenozoico y estratos del Cretácico. Según Bayona et al., (2013) la
inversión tectónica de las estructuras previamente extensionales se dio en el
Paleoceno tardío, por lo que se asume que la Falla de Soápaga ha estado
actuando como tal desde entonces (Tabla 6, Figura 26f).
Con base en lo anterior, se realiza una tabla con las deformaciones en la parte norte
del Macizo de Floresta (ver tabla 6)
Evento de
deformación
Transecta BP Transecta CB Edad
D1 Acreción de terreno continental (Foliaciones
dúctiles)
S1 foliación dúctil Miembro Filitas de Ometá
Mesoproterozoico- Paleozoico inferior
(Horton, 2010 ;
RestrepoPace & Cediel
2010)
D2 Orogenia Quetame – Caledoniana y posterior
exhumación (clivajes dúctiles
S2 clivaje planar-axial de
la creanulación S1 en Miembro Filitas de Ometá
S1 Foliación primaria
dúctil en Cuarzomonzonita de
Santa Rosita
Ordovicico tardío-Silurico tardío
(Suarez, 1990 ; Cediel et al., 2003 ; Horton et al., 2010 ; Cardona et al.,
2016)
D3 Basamento erosionado, y
posteriormente afectado por zona
transpresiva/cola de caballo
Cataclasis sobre cuerpo
granítico-granodiorítico Silúrico tardío (?) Este
trabajo
43
D4 Evento de deformación en el Paleozoico tardío
(acreción de terrenos)
S3 clivaje planar axial sobre el Miembro Filitas
de Ometá
S1 clivaje planar axial de
plegamiento regional
sobre Formación Tibet.
S1 clivaje planar axial de plegamiento regional
sobre Formaciónes Tibet
y Floresta.
Paleozoico tardío (Carbonifero -Pérmico
(?)) ( Horton et al., 2010 ; Cardona et al., 2016)
D5 Rift intracontinental
debido a la apertura de Pangea
Fallas normales con dirección SSE sobre Fm
Tibet, Cuche y Cataclasitas de Soápaga
Fallas normales con dirección NE y NO sobre
la Fm. Girón Fallas de rumbo dextral
al SE, dextral al NNO y
sinestral al ONO
Jurásico tardío (Cediel et al., 2003 ;
Bustamante et al., 2010 ; Horton et al., 2010 ;
Cardona et al., 2016)
D6 Inversión tectónica de fallas regionales
previamente extensionales
(Fallamiento inverso entre estratos del
Mesozoico y del Jurásico
Contacto fallado entre Fm. Cataclasitas de
Soápaga/ Fm. Girón y
Fm. Concentración
Contacto fallado entre Fm. Une/Fm. Tibasosa y
Fm. Concentración
Cretácico tardío - Paleoceno tardío
(Bayona et al., 2013)
Tabla 6. Tabla de deformaciones en la parte norte del Macizo de Floresta.
Finalmente, se propone el siguiente esquema evolutivo para la parte norte del Macizo
de Floresta:
44
45
Figura 26. Propuesta de un modelo tectónico esquemático de la zona norte del Macizo de Floresta. a) Proterozoico tardío – Paleozoico temprano. (Horton, 2010 ; Restrepo-Pace & Cediel 2010) b)
Ordovicico temprano – Silúrico tardío. Suarez., 1990 ; Cediel et al., 2003 ; Horton et al., 2010 ; Cardona et al., 2016 c) Silúrico tardío. d) Paleozoico tardío (Carbonifero-Pérmico) ( Horton et al.,
46
2010 ; Cardona et al., 2016). e) Jurásico tardío. (Cediel et al., 2003 ; Bustamante et al., 2010 ; Horton
et al., 2010 ; Cardona et al., 2016) f) Cretácico tardío- Paleogeno (Bayona et al., 2013). Cs:
Cuarzomonzonita de Santa Rosita, Sc: Stock de Chuzcales, Fs: Falla de Soápaga, FB: Falla de
Boyacá, Fm.k: Formaciónes cretácicas, Fm.Cen: Formaciones cenozoicas, J: Formación Girón, C:
Cataclasitas de Soápaga.
Durante el mapeo estructural del área se observó que la falla de Soápaga es una falla
que pone en contacto Formaciones de edad Jurásica en el bloque colgante sobre
Formaciones Cenozoicas hacia el norte, en el bloque yacente de la falla (Figura 27a).
Esto se relaciona a la fase de deformación D6, relacionada a la inversión tectonica
regional asociada al levantamiento de la Cordillera Oriental. Asimismo, en la Figura
27b se representa la diferencia de espesores de las Cataclasitas de Soápaga en la
zona Norte y Sur del área, encontrandose un espesor de aproximadamente 200
metros en el área mapeada.
47
Figura 27. a) Esquema general de la posición de las Cataclasitas de Soápaga en relación a las Fallas
de Soápaga y Bucaramanga. b) Diferencia de espesores y extensión de las Cataclasitas de Soápaga
a lo largo de esta falla.(compilado por Andrea Martinez, 2019)
6. Conclusiones Basado en observaciones macro y micro estructurales se lograron diferenciar seis
fases de deformación principales que afectaron a la parte norte del Macizo de Floresta
desde el Paleozoico temprano hasta el Cenozoico medio. Estas fases de deformación
se correlacionaron con procesos tectónicos regionales, la mayor cantidad de estas se
relacionan a la actividad del margen NO de Gondwana en el Paleozoico. Se
distinguieron cuatro fases de deformación asociadas directamente al basamento
cristalino del Macizo de Floresta, y otras dos afectando la cobertura sedimentaria de
este. Se planteó una posible causa de la formación de las Cataclasitas de Soápaga,
en donde estaría ligada a un régimen transpresivo generado por la terminación en
estructura cola de caballo de la falla de Bucaramanga. Se lograron acotar de buena
manera los distintos eventos de deformación frágil que sufrió la Formación Girón, ya
que se identificaron distintas familias de fallas, así como su relación temporal.
Finalmente, se identificó una última fase de deformación que afecta al área, la cual se
relaciona con la inversión tectónica de las estructuras previamente extensionales en
la Cordillera Oriental, representadas por el contacto entre unidades Jurásicas y
unidades Cenozoicas. Para trabajos futuros, se recomienda realizar una cartografía
de detalle hacia el norte de la zona de Paz del Río, siguiendo el trazo de la Falla de
48
Soápaga. Lo anterior con el objetivo de mejorar las observaciones e interpretaciones
hechas acerca del cuerpo.
7. Agradecimientos Este proyecto no pudiera haber sido posible sin la ayuda de mis papas Ayda y Octavio,
mi hermano Julian. A mi directora de proyecto de grado Ana Ibis por su apoyo
incondicional, enseñanza y paciencia, pero por sobre todo por enseñarnos con tanta
pasión y motivarnos a ser mejores todos los días . A mi novia Catalina por su amor y
dedicación incondicional, por apoyarme en las transnochadas, desveladas, malas y
buenas. Al “Team Floresta” muchas gracias por su apoyo y su ayuda. A mis amigos
por sus consejos y apoyo.
8. Bibliografía
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49
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50
9. Anexos
Anexo 1: Foliación (S1) en el cuerpo Cuarzomonzonita de Soápaga.
51
Anexo 2: Estratificación visible en la Formación Girón.
52
Anexo 3: Mineralogía de la muestra BP-01
Anexo 4: Mineralogía de la muestra BP-02 con orientación al NE a la izquierda
Anexo 5: Mineralogía de la muestra BP-03 con orientación NNE a la derecha
53
Anexo 6: Mineralogía de la muestra BP-05, zona de mayor intensidad de
cataclasis
54
Anexo 7: Tabla de deformaciones intracristalinas de la muestra BP-01
Tipo de marcador de
deformación Mecanismo de deformación
intracristalina
Nivel estructural
donde ocurre la
deformación
Extinción ondulatoria en cuarzo Dislocation glide Nivel estructural inferior
Englobamiento de granos o “Bulging” en cuarzo
Recristalización dinámica Nivel estructural inferior
Rotación de subgranos en
cuarzo
Recristalización dinámica Nivel estructural inferior
Bordes poligonales en cuarzo Recristalización
estáticareducción del área de
grano
Nivel estructural inferior
Ruptura de cristales de
plagioclasa y cuarzo
Fracturamiento Nivel estructural superior
Anexo 8: Tabla de deformaciones intracristalinas de la muestra BP-02
Tipo de marcador de
deformación Mecanismo de deformación intracristalina
Nivel estructural
donde ocurre la
deformación
Fracturamiento de
porfiroblastos de plagioclasa
Fracturamiento Nivel estructural superior
Bordes aserrados en cuarzo Recristalización dinámica -
Migración de Borde de grano
Nivel estructural inferior
Extinción ondulatoria Dislocation glide Nivel estructural inferior
Anexo 9: Tabla de deformaciones intracristalinas de la muestra BP-03
Tipo de marcador de
deformación Mecanismo de deformación intracristalina
Nivel estructural
donde ocurre la
deformación
Formación de subgranos Recuperación Nivel estructural inferior
Anexo 10: Tabla de deformaciones intracristalinas de la muestra BP-05
55
Tipo de marcador de
deformación Mecanismo de deformación intracristalina
Nivel estructural
donde ocurre la
deformación
Ruptura de cristales de cuarzo
y plagioclasa
Fracturamiento Nivel estructural superior
Extinción ondulatoria Dislocation glide Nivel estructural superior
Anexo 11: Tabla de deformaciones intracristalinas de la muestra BP-07
Tipo de marcador de
deformación Mecanismo de deformación intracristalina
Nivel estructural
donde ocurre la
deformación
Englobamiento de granos de
cuarzo - Bulging
Recristalización dinámica Nivel estructural inferior
Migración de borde de grano
en cuarzo
Recristalización dinámica Nivel estructural inferior
Extinción ondulatoria Dislocation glide Nivel estructural inferior
Anexo 12: Tabla de deformaciones intracristalinas de la muestra CB-01
Tipo de marcador de
deformación Mecanismo de deformación intracristalina
Nivel estructural
donde ocurre la
deformación
Plegamiento en micas Plegamiento tipo Kinking Nivel estructural inferior
Extinción ondulatoria Dislocation glide Nivel estructural inferior
