ZONAS TRANSVERSALES EN EL DOMINIO AXIAL DE LA CORDILLERA ORIENTAL - BLOQUE YACENTE DE LA FALLA DE SOAPAGA ( SÁTIVA SUR - SÁTIVA NORTE, BOYACÁ )

TRANSVERSE ZONES IN THE AXIAL DOMAIN OF THE EASTERN CORDILLERA - FOOTWALL OF THE SOAPAGA FAULT ( SÁTIVA SUR - SÁTIVA NORTE, BOYACÁ )

Las fallas transversales, rampas laterales o zonas de transferencia son lineamientos oblicuos a los cinturones plegados que proveen un enlace entre diferentes rampas frontales y transfieren desplazamiento a través del rumbo; constituyendo una zona transversal (Wilson y Stearns, 1958; Harris, 1970; Thomas, 1990). Las fallas transversales se encuentran asociadas en profundidad con anisotropías del basamento, que controlan la deformación en la cubierta sedimentaria durante el acortamiento y ocasionan cambios en el estilo estructural entre áreas adyacentes (Jiménez et al., 2012). Estos lineamientos transversales no están distribuidos aleatoriamente, sino que se extienden atravesando el cinturón plegado sub-perpendicularmente al rumbo regional y sub-paralelamente a la dirección del transporte tectónico (Dahlstrom, 1970; Cook y Thomas, 2009). El control cartográfico permite definir zonas transversales por terminaciones abruptas de fallas a lo largo del rumbo, alineaciones de rampas laterales, cambios en el ángulo y vergencia de estructuras, y cabeceo en los flancos de los pliegues (FIGURA 1) (Thomas, 1990; Thomas y Bayona, 2002).

Los modelos de deformación en el Paleógeno para la parte axial de la Cordillera Oriental continúan siendo objeto de controversia. Estudios previos sugieren una inversión tectónica del orógeno, asociada a fallas normales Mesozoicas, expresado en un estilo estructural de tectónica de piel gruesa (thick-skinned) con cabalgamientos de bajo ángulo a subhorizontales dentro de una tectónica transpresiva (Colletta et al., 1990; Cooper et al., 1995; Toro, 1990; Saylor et al., 2012; Jiménez et al., 2014). Por otro lado, otros autores argumentan que las fallas de Soapaga y Boyacá, en algunos sectores, se comportan como cabalgamientos, pero a su vez están relacionadas regionalmente con estructuras de alto ángulo en profundidad, asociado a fallas que involucran basamento (Kammer, 1999; Taboada et al., 2000; Velandia, 2005; Rodríguez et al., 2009; Tesón et al., 2013).

Este artículo tiene como objetivo definir un estilo estructural y proponer la existencia de una zona transversal en el bloque yacente de la Falla Soapaga, basados en la geología de superficie y la elaboración de cortes geológicos en un sector adyacente al Macizo de Floresta. Adicionalmente, se considera la existencia de una relación genética de dicha zona transversal con estructuras profundas como la Falla de Soapaga, siendo un modelo concordante con aquellos que postulan movimientos en rumbo asociados a la deformación de la cubierta sedimentaria durante el acortamiento de la Cordillera Oriental (FIGURA 2).

FIGURA 1
A. Zona transversal definida por fallas que generan cambios en el estilo estructural. B. Zona transversal definida por alineación de rampas laterales y cambios de vergencia. Modificado de Jiménez et al. (2012).

Los Andes Colombianos se dividen en tres grandes cinturones montañosos de distintas edades y características geológicas: la Cordillera Occidental y parte de la Cordillera Central al oeste del sistema de fallas de Romeral, compuestas de rocas alóctonas de afinidad oceánica acrecionadas a los 60-65 Ma (Toro et al., 2004; McCourt et al., 1984). La Cordillera Central, compuesta de rocas metamórficas Paleozoicas, y tonalitas-granodioritas Jurásicas y Cretácicas (RestrepoPace, 1992; Villagómez et al., 2011); y la Cordillera Oriental, limitada al oeste por la cuenca intermontana del Valle del Magdalena y al este por la cuenca foreland Llanos infrayacida por el Cratón Amazónico (Horton et al., 2010) (FIGURA 2).

La Cordillera Oriental contiene exposiciones de basamento metamórfico continental de bajo a alto grado, ubicados en el eje axial y tomando el rumbo de la cordillera, como los macizos de Santander y Floresta (Ramirez-Arias et al., 2012; Tesón et al., 2013). Inconformes a ese basamento, se encuentran rocas sedimentarias en cinturones plegados continentales del Jurásico y depósitos marinos del Cretácico, superpuestas por cuencas foreland presevadas en sinclinales del Paleoceno al Oligoceno (Ramirez-Arias et al., 2012). La Cordillera Oriental está conformada por rocas que evidencian distintos procesos de acumulación y levantamiento: la sedimentación marina y no marina durante la extensión Mesozoica evidenciada en la cuenca graben del Triásico - Jurásico y una cuenca backarc durante el Tithoniano-Necomiano hasta el Maastrichtiano (Sarmiento-Rojas et al., 2006; Kammer y Sánchez, 2006); y el acortamiento Cenozoico producto de convergencia oblicua de las placas Suramericana, Nazca y Caribe evidenciado en múltiples fases de deformación compresional asociadas a tectónica de piel gruesa y delgada que inicia en el Cretácico tardío (Acosta et al., 2004; Saylor et al., 2012; Bayona et al., 2013) y tiene su mayor actividad en el Plioceno- Pleistoceno.

FIGURA 2
Modelo Digital de Elevación (DEM) donde se muestra los límites tectónicos de la Cordillera Oriental (CO) y se enmarca el área de estudio (recuadro azul) ubicado en el bloque yacente de la Falla de Soapaga, adyacente al Macizo de Floresta.COC = Cordillera Occidental, CC = Cordillera Central, FB = Falla de Boyacá y FS = Falla de Soapaga

El acortamiento Cenozoico dio lugar a una cuenca foreland sobre el Valle del Magdalena, Cordillera Oriental y cuenca Llanos (Horton et al., 2010; Mora et al., 2010; Saylor et al., 2011), la cual posteriormente se particionó en pequeños bloques levantados y rellenados con depósitos sin-orogénicos (Bayona et al., 2013), definiendo el levantamiento y actual configuración de la Cordillera Oriental (FIGURA 2) (Dengo y Covey, 1993; Saylor et al., 2012; Mora et al., 2010). Jiménez et al. (2014) sugieren que la curvatura al norte de la Cordillera Oriental está relacionada con un orógeno primario y a movimientos destrales en la zona axial.

La Cordillera Oriental se encuentra definida por un cinturón plegado y fallado asimétrico, de doble vergencia, que presenta una combinación entre deformación de tectónica de piel delgada (thin-skinned) asociada a una compresión este-oeste dentro de una cinemática transpresiva (Bande et al., 2012; Bayona et al., 2013); y una inversión tectónica asociada de fallas normales Mesozoicas (Bayona et al., 2013; Cooper et al., 1995), además de una generación posterior de estructuras de acortamiento de primer orden (Bande et al., 2012).

Estratigrafía

Para este estudio se utilizó la nomenclatura propuesta para las planchas de 152-Soatá (Vargas et al., 1987) y 172-Paz del Rio (Ulloa et al., 1998). La secuencia sedimentaria corresponde a la región del Macizo de Floresta y al bloque yacente de la Falla de Soapaga, con unidades que varían en edad desde el Paleozoico al Paleógeno (FIGURA 3). Las rocas ígneas y metamórficas que conforman el basamento cristalino del Macizo de Floresta datan del Paleozoico inferior, y son principalmente esquistos micáceos cortados por intrusiones graníticas, y suprayacidos por unidades no metamorfizadas como las formaciones Tíbet y Floresta del Devónico y Cuche del Carbonífero (Mojica y Villarroel, 1984; Vargas et al., 1987) (FIGURA 3). La Formación Girón está compuesta por areniscas y conglomerados continentales rojizos de edad Jurásico Superior (Royero y Clavijo, 2001) y se encuentra en disposición discordante con las metamorfitas pre-Mesozoicas (Mojica y Villarroel, 1984). Su espesor varía entre 1 km, cercano a las fallas de Boyacá y Soapaga, a 300 m hacia el oeste, evidenciando un rápido adelgazamiento (Kammer y Sánchez, 2006; Saylor et al., 2012) (FIGURA 3).

Las unidades marinas del Cretácico están representadas por el Grupo Uribante (Fabre, 1985), discordante sobre la Formación Girón (Cooper et al., 1995), el Grupo Guadalupe y parte de la Formación Guaduas. La secuencia empieza con los shales y calizas de la Formación Tibú-Mercedes (Vargas et al., 1987) de edad Aptiano-Albiano (Ulloa et al., 1998), seguido de las cuarzoarenitas glauconíticas de la Formación Aguardiente de edad Albiano (Ulloa et al., 1998; Caballero y Sierra, 1991) y los shales y calizas fosilíferas de la Formación Capacho (Caballero y Sierra, 1991) de edad TuronianoCenomaniano (Ulloa et al., 1998) (FIGURA 3). El Grupo Guadalupe está compuesto de una sucesión de areniscas granocrecientes, intercaladas con limolitas y lodolitas negras macizas, evidenciadas en las formaciones Labor-Tierna, Pinos y Plaeners (Saylor et al., 2012) del Coniaciano-Santoniano (Ulloa et al., 1998). La Formación Guaduas representa la transición de ambientes marinos a continentales (Cooper et al., 1995) coincidiendo con el límite Cretácico-Paleógeno; está compuesta de capas de arcillas negras carbonosas, intercaladas con areniscas y mantos de carbón (Sarmiento, 1992; Guerrero y Sarmiento, 1996). Esta unidad data del Maastrichtiano superior al Paleoceno inferior (Pardo y Jaramillo, 2014) (FIGURA 3).

FIGURA 3
Columna estratigráfica generalizada de las unidades presentes desde el Devónico hasta el Oligoceno. Las líneas rojas irregulares corresponden a disconformidades regionales y límites de secuencia. Modificado de Alarcón y Villar (2016).

Los estratos Cenozoicos que suprayacen la secuencia Cretácica se encuentran de forma concordante y corresponden a la Formación Socha Inferior y Socha Superior (Guerrero y Sarmiento, 1996), una sucesión de cuarzoarenitas lenticulares con evidentes estructuras de flujo y arcillolitas y lodolitas con rastros de materia orgánica, que corresponden a depósitos fluviales desde meandriformes a anastomosados (Guerrero y Sarmiento, 1996; Saylor et al., 2011), de edad Paleoceno Temprano a Tardío (Pardo y Jaramillo, 2014) (FIGURA 3). Las unidades más jóvenes corresponden a las formaciones Picacho y Concentración del Eoceno medio a Oligoceno inferior (Pardo y Jaramillo, 2014). En el sector de Sátiva sur, la Formación Picacho se interpreta como depósitos fluviales de tipo trenzado en capas de areniscas conglomeráticas y conglomerados cuarzosos (Saylor et al., 2011; Bayona et al., 2013), mientras que la Formación Concentración corresponde a capas de areniscas de grano fino intercaladas con lodolitas de un ambiente estuarino a deltaico (Saylor et al., 2011; Bayona et al., 2013) (FIGURA 3).

Se realizó la cartografía geológica a escala 1:25.000 de una zona correspondiente al bloque yacente de la Falla de Soapaga en el sector de Sátiva Sur, donde se caracterizaron sedimentológicamente las unidades del Cretácico y Paleógeno aflorantes. Se llevó a cabo la adquisición de datos estructurales (planos de estratificación, estrías de falla y diaclasas). Los datos colectados fueron corregidos con base en la declinación magnética para el área, obtenida de la National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) la cual corresponde a 8° para el 2016. Se integraron los datos a disposición con la cartografía propuesta en la plancha 152-Soatá a escala 1:100.000 (Vargas et al., 1987), para obtener un mapa regional a partir del cual se elaboraron tres cortes geológicos, asumiendo un flujo paralelo a la falla y basados en el método de Kink (Dutch, 2000) para la construcción de secciones estructurales. Los cortes siguieron una orientación preferencial perpendicular a la estratificación (FIGURA 4).

FIGURA 4
Mapa geológico del área de estudio y zonas adyacentes. Tomado y modificado de Vargas et al. (1987) y Alarcón y Villar (2016).

En la Cordillera Oriental, las fallas inversas que involucran basamento, se caracterizan por una segmentación longitudinal de decenas de kilómetros y son interpretadas como fallas normales reactivadas (Montes et al., 2008; Bayona et al., 2008; Horton et al., 2010). La segmentación de estas estructuras conforma el modelo de crecimiento de la falla, combinando acumulación de desplazamiento en buzamiento con expansión de fallas longitudinales (Kammer y Sánchez, 2006). Toro (1990) expresa un modelo de abanicos imbricados donde evidencia el cierre de la Falla de Bucaramanga contra la Falla de Soapaga en el área de estudio. Las expresiones estructurales de estas fallas regionales, como la Falla de Soapaga, se manifiestan por la presencia de cinturones plegados mesozoicos, suprayacidos por depósitos del Paleoceno al Oligoceno, preservados en sinclinales amplios y anticlinales apretados (Kammer y Sanchez, 2006; Ramirez-Arias et al., 2012; Bayona et al., 2013), como el Sinclinal de Bura y el Anticlinal del Chicamocha, ubicados en el bloque yacente de la Falla de Soapaga (FIGURAS 4, 5 y 6).

FIGURA 7
Corte geológico C-C’ ubicado en el dominio sur de la zona.

El bloque yacente de la Falla Soapaga evidencia una serie de fallas transversales NWW-SEE y NEE-SWW, la Falla Fávita y la Falla El Contento (FIGURA 4). Algunos lineamientos transversales con direcciones similares son reportados por Reyes (2001) y Velandia (2005), en estudios cercanos a la Falla de Soapaga. La Falla Fávita se define con un rumbo NEE-SWW, la cual se caracteriza por controlar los cambios de vergencia en el Anticlinal del Chicamocha (FIGURAS 4 y 5), además actúa como cierre de fallas (e.g Falla Los Monos) (FIGURA 4). La Falla El Contento tiene una dirección NWW-SEE, se encuentra cortando estructuras regionales longitudinales como el Anticlinal del Chicamocha y se presenta como cierre con inmersión del Sinclinal El Tambor (FIGURA 4).

Estos lineamientos transversales se interpretan como anisotropías preexistentes del basamento que controlan la geometría de los pliegues y la vergencia de las estructuras (Thomas y Bayona, 2002; Cook y Thomas, 2009; Jiménez et al., 2012; García y Jiménez, 2016). Los cambios laterales de espesores estratigráficos a lo largo del rumbo, como la Falla Fávita, se asocian en secuencias de rift invertidas (Kwon y Mitra, 2012), a rampas laterales. Los cambios de vergencia de las estructuras, las terminaciones abruptas de fallas y pliegues, los cambios en el estilo estructural y la transferencia y el cambio de desplazamiento a lo largo del rumbo, permiten definir una zona transversal para el área de estudio. Estas zonas transversales fueron estructuras formadas por adelgazamiento cortical durante la evolución del graben Mesozoico en la Cordillera Oriental reactivadas con una componente en rumbo subparalelo al tensor regional durante la pase principal de la deformación Andina. Según Taboada et al. (2000) la reactivación ocurrió bajo un régimen compresivo homogéneo con dirección E-SE, por otro lado según Toro y Osorio (2005) el vector de convergencia de la placa Nazca se particiona y define al norte de los 5° N un vector con dirección WSW- ENE. Las zonas trasversales definidas además, afectan la evolución de las estructuras compresionales subsecuentes durante la inversión de la cuenca (Konstantinovskaya et al., 2007), como el relleno sedimentario sin-tectónico cenozoico del bloque yacente de la Falla de Soapaga.

El relleno sin-tectónico de las unidades paleógenas en la Cordillera Oriental, como la secuencia sedimentaria encontrada en el bloque yacente de la Falla de Soapaga, presenta cambios en el estilo estructural debido a la acción de fallas regionales reactivadas como la Falla de Soapaga, y a zonas transversales que controlan la extensión y la geometría de fallas y pliegues regionales. El estilo estructural del bloque yacente de la Falla de Soapaga se basa en cabalgamientos por tectónica de piel delgada expresada en un abanico imbricado arrastrado con vergencia este, que generan anticlinales abiertos y sinclinales apretados con cambios de vergencia.

Los lineamientos de dirección NEE-SWW y NWWSEE controlan la vergencia de las estructuras y actúan como cierre de pliegues y fallas, definiendo una zona transversal. Esta zona de transferencia se encuentra asociada a anisotropías preexistentes del basamento heredadas del antiguo graben Mesozoico en la Cordillera Oriental.

Los autores queremos agradecer a los estudiantes de los cursos de Campo I de la Universidad Industrial de Santander quienes participaron activamente en el reconocimiento de la zona de estudio. Además los autores agradecen a los revisores José Fernando Duque y Felipe Lamus por sus valiosos comentarios y sugerencias en el manuscrito.