Subido por elcortesster

PaipaPacho[1].pdf

Anuncio
INFORME TÉCNICO
CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA Y ESTRUCTURAL SECTOR SUR DEL
MUNICIPIO DE PAIPA
PROYECTO DE GEODINÁMICA
Francisco Velandia
Bogotá, diciembre de 2003
REPÚBLICA DE COLOMBIA
MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA
INSTITUTO DE INVESTIGACIÓN E INFORMACIÓN GEOCIENTÍFICA, MINERO-AMBIENTAL Y NUCLEAR
INFORME TÉCNICO
CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA Y ESTRUCTURAL SECTOR SUR DEL
MUNICIPIO DE PAIPA
INTRODUCCIÓN
Dentro del estudio que INGEOMINAS adelanta en el área de Paipa para explicar el sistema
geotérmico, se llevó a cabo la cartografía geológica y estructural de la zona como apoyo del
Proyecto de Geodinámica (RG503 al Proyecto de Geotermia (RS203). Este informe técnico
describe las principales unidades y estructuras geológicas que afloran en la zona así como su
distribución, generación y relación con las fuentes termales.
La zona seleccionada para cartografía geológica cubre un área de 130 km2 al sur de la
cabecera municipal de Paipa y hace parte del Altiplano Cundiboyacense en medio de la
Cordillera Oriental de Colombia (zona axial). El área está incluida en la Plancha 171-Duitama
de la cartografía geológica regional realizada por Ingeominas en trabajo de Renzoni & Rosas
(1983), donde se muestran las rocas sedimentarias del Cretácico y Terciario como las
predominantes en la zona, así como las principales estructuras falladas de tipo regional.
Además, de esta cartografía regional, en la zona se han realizado estudios de tesis de la
Universidad Nacional sobre el termalismo y las volcanitas de Paipa (Ferreira & Hernández,
1988 y Hernández & Osorio, 1990). Sin embargo, tanto la cartografía local como los modelos
presentados para la zona de interés necesita una actualización y detalle tal que permita explicar
en forma más completa el marco tectónico (fuente de calor-volcanismo y geología estructural)
del sistema geotérmico de Paipa.
Para el presente estudio se procedió inicialmente a la consulta de la información existente y a
la interpretación de imágenes de satélite en forma análoga en escala regional (1:250.000) y
digital en varias escalas con base en una composición en falso color 452 (Rojo-Verde-Azul) de
la imagen Landsat P7R56, con expansión de contraste por ecualización de histogramas
procesada por el geólogo Henry Villegas del área de Reconocimientos Geocientíficos. Con el
1
esquema de estructuras regionales obtenido de esta forma, se llevó a cabo una interpretación
digital de la imagen de satélite en mayor escala (hasta 1:70.000) y de fotografías aéreas en
escalas aproximadas 1:40.000 a 1:20.000, en las cuales se identificaron las unidades
litológicas aflorantes en la zona, sus contactos y estructuras falladas. Con la cartografía de la
fotointerpretación se realizó una campaña de campo de 20 días para hacer descripción de
afloramientos y medida de rumbo y buzamiento de las unidades, así como de datos
estructurales de las fallas. Adicional y paralelamente, durante fase de campo se tomaron datos
de estrías para realizar un estudio de microtectónica como tesis de grado de la Universidad de
Caldas por Mary Luz Raigosa y Diana Robledo, la cual también aporta para entender el actual
comportamiento de las fallas en la zona.
El geólogo Francisco Velandia realizó la interpretación regional (Velandia, 2003) y la
cartografía geológica de las unidades sedimentarias y fallas de la zona de interés en escala
1:25.000, la cual se presenta en el mapa anexo, que también incluye la cartografía de las
volcanitas realizada por el geólogo Héctor Cepeda. En campo se contó con la asesoría de los
geólogos Jorge Acosta y Jaime Romero. Con base en la cartografía geológica Francisco
Velandia y Jorge Acosta elaboraron secciones transversales o cortes geológicos (en el mapa)
que además se apoyaron en la interpretación de las líneas sísmicas identificadas como T931440, 1490 y1280.
MARCO TECTÓNICO
El municipio de Paipa se localiza en la parte axial de la Cordillera Oriental de Colombia, en
una región cuyo basamento lo componen rocas metamórficas y sedimentarias del Paleozoico,
así como intrusivas y extrusivas del Jurásico que afloran en el Macizo de Floresta, hacia el NE
de Paipa. En la zona afloran rocas sedimentarias jurásicas en estructuras regionales como el
Anticlinal de Arcabuco. Sobre el basamento ocurre la secuencia cretácica sedimentaria con
diferencias en facies y espesores por el control tectónico de fallas como Boyacá y Soapaga. Se
presentan igualmente rocas del Paleógeno y depósitos inconsolidados del Neógeno y
Cuaternario que cubren parte del área y dificultan la interpretación de relaciones estructurales
entre las unidades preneógenas en el Altiplano Cundiboyacense.
2
Los modelos de evolución de la parte central de la Cordillera Oriental muestran una etapa de
acumulación en ambiente distensivo (rifting) durante la conformación de una cuenca de
retroarco o back-arc desde el Triásico-Jurásico e inclusive parte del Cretácico temprano, con
dos depocentros separados por un alto intra-cuenca constituido por un basamento somero
denominado Alto Santander, cuya prolongación aflora hoy en el Macizo de Floresta (De
Freitas et al., 1997). Para esta fase de rifting algunos autores como Dengo & Covey (1993)
muestran la Falla Boyacá con movimiento normal, como uno de los límites de la serie de
grabens de la cuenca. Esta etapa de rifting terminó en el Cretácico temprano para dar inicio a
la fase de subsidencia termal (Acosta, 2002), durante la cual se dio el depósito de la espesa
secuencia sedimentaria marina. A finales del Cretácico se presentó un cambio a ambiente y se
depositaron sedimentos continentales en una cuenca de antepaís como resultado del
levantamiento provocado por la acreción de la Cordillera Occidental (Cooper et al., 1995).
Este ambiente continental prevalece durante el Paleógeno.
La orogénesis y progresiva erosión de la Cordillera Central durante el Eoceno-Mioceno se
registra en las secuencias de conglomerados, areniscas y limolitas de la Cuenca del Valle
Superior del Magdalena y del borde occidental de la actual Cordillera Oriental (Butler &
Schamel, 1988; Wellman, 1970); sin embargo, en el área entre las actuales fallas Soapaga y
Boyacá, no hay registro del Oligoceno, ni del Mioceno temprano, lo que podría indicar que
esta zona ya constituía un alto topográfico por influencia del levantamiento de la Cordillera
Central y no hubo depósito o bien que las unidades fueron erosionadas durante las fases
posteriores de levantamiento de la Cordillera Oriental. Estos aspectos son aún tema para
posteriores estudios de estratigrafía y evolución tectónica de la Cordillera Oriental de
Colombia.
Durante el Mioceno tardío y el Plioceno se generó un cinturón de plegamiento y
cabalgamiento en la Cordillera Oriental, seguido por el levantamiento regional de toda la
cadena en el Plioceno-Pleistoceno (Dengo & Covey, 1993). Estos autores caracterizan el
levantamiento con fallas de cabalgamiento y retrocabalgamiento con despegues en las
unidades sedimentarias incompetentes del Cretácico y con fallas de basamento relacionadas
3
con la inversión tectónica positiva a lo largo de antiguas fallas normales del Mesozoico como
la Falla Boyacá. Esta inversión tectónica en la Cordillera Oriental ha sido documentada por
autores como Fabre (1983), Colletta et al. (1990), Dengo & Covey (1993), Cooper et al.
(1995), entre otros, que sin embargo no tienen en cuenta movimientos de rumbo para el
levantamiento. Estos modelos interpretan en general una cordillera con transporte tectónico
hacia los Llanos Orientales y regionalmente consideran las fallas del piedemonte oriental
como cabalgamientos y las del borde occidental como retrocabalgamientos, con un nivel de
despegue regional en la corteza media que alcanza a decapitar estructuras de horts y grabens
del Mesozoico (Dengo & Covey, 1993).
La componente de rumbo durante el levantamiento de la Cordillera Oriental desde el Plioceno,
es decir, una tectónica transpresiva, ha sido considerada por autores como De Freitas et al.
(1997), Kammer (1999), Taboada et al. (2000), Sarmiento (2001) y Acosta (2002). Este
movimiento de rumbo afectaría incluso las estructuras con inversión tectónica en la zona axial
de la cordillera, donde ésta presenta su mayor simetría. Uno de los puntos de discusión entre
los modelos compresivos y estos transpresivos es la inclinación de fallas como Soapaga y
Boyacá. Para los primeros, estas fallas representan un estilo estructural de escama gruesa por
involucrar basamento y, sin embargo, son cabalgamientos de muy bajo ángulo que afectan la
cobertera sedimentaria. Para los segundos, estas fallas, si bien se comportan como
cabalgamientos en algunos sectores, están relacionadas regionalmente con estructuras de alto
ángulo o subverticales en profundidad que caracterizan la zona axial de la cordillera, y
configuran una gran estructura en flor positiva como lo muestran Taboada et al. (2000).
La interpretación regional de imágenes de satélite (Fig. 1), permite reconocer rasgos lineales
relacionados con la prolongación hacia el SW de las fallas Boyacá, Soapaga y otras asociadas,
así como la identificación de geoformas propias de movimientos de transcurrencia adicional al
desplazamiento vertical de las fallas. En relación con el trazo principal de la Falla Boyacá, se
identifican ganchos de flexión al norte de Paipa (Fig. 1), cuya disposición indica un
movimiento lateral derecho. De igual manera, la ubicación de la Cuenca de Sotaquirá (W de
Paipa) puede estar relacionada con un salto lateral de la falla por un desplazamiento dextral
para configurar una cuenca de tracción (Velandia, 2003).
4
5
En la imagen Landsat se identifican también estructuras lineales de tipo regional como las
fallas Chivatá y Tunja, ya referenciadas por Reyes (2001), las cuales se interpretan como parte
de un sistema imbricado de la Falla Boyacá por propagación del cabalgamiento y con
transporte tectónico al SE; sin embargo, es posible que además de este movimiento en la
vertical también se incluya desplazamientos en el rumbo tal como lo sugiere la terminación
oblicua de pliegues con respecto al trazo principal de las fallas (Fig. 1).
Además de las fallas longitudinales (NE) identificadas, en el área se presenta un patrón de
lineamientos transversales (NW) que posiblemente están relacionados con fallas de basamento
que controlaron incluso al sedimentación cretácica, esto por las diferencias en litología y
espesores de las unidades que afloran especialmente en el Sinclinal Los Medios; este mismo
lineamiento relaciona los cuerpos volcánicos de Paipa e Iza por lo que es factible atribuirle un
carácter distensivo. Para la etapa de rifting estas estructuras se interpretan como una zona de
trasferencia perpendicular a las fallas normales principales y luego en la fase de levantamiento
andino como fallas reactivadas también en forma distensiva o transtensiva. Este fallamiento
transversal ha sido documentado para la Cordillera Oriental por autores como Gómez (1991),
Reyes (1993), Ujueta (1993), De Freitas (1997) y Acosta (2002).
ESTRATIGRAFIA (Cartografía escala 1:25.000)
Se presenta una descripción litológica de las unidades geológicas reconocidas en el área de los
alrededores del municipio de Paipa, la cual hace parte del Altiplano Cundiboyacense, en la
zona axial de la Cordillera Oriental, donde son comunes los sedimentos del Neógeno y
Cuaternario, así como las rocas sedimentarias del Cretácico y Paleógeno. De especial interés
son las volcanitas que afloran en el área y que pueden tener relación con la fuente de calor del
sistema geotérmico. Este capítulo de estratigrafía presenta una breve descripción de las
unidades geológicas aflorantes, desde la más antigua reconocida hasta los depósitos más
recientes.
Formación Tibasosa (Kt)
6
Esta unidad fue descrita por Renzoni (1981) y cartografiada por Renzoni & Rosas (1983),
quienes muestran al SE de Paipa el conjunto denominado Miembro calcáreo superior (Kmt1),
compuesto por shales grises oscuros, calizas y areniscas, ricos en restos fósiles que les permite
datar la unidad como Albiano medio a Albiano superior en el Cretácico inferior. Estos autores
calculan para este miembro un espesor de 132 a 150 m.
Formación Une (Ku)
La Formación Une aparece hacia el oriente del área con niveles predominantemente duros en
morfología alomada a escarpada. Se observan afloramientos de capas delgadas a gruesas con
laminación cruzada de areniscas cuarzosas de grano tamaño grueso a fino según conformen
paquetes más espesos o delgados, en alguno niveles es conglomerático; su grano varía de
subredondeado a redondeado; son maduras y friables y presentan óxidos de hierro. Se
presentan intercalaciones relativamente abundantes de shale pardo a gris en capas finas a
gruesas. Renzoni (1981) describe la Formación Une como concordante sobre la Formación
Tibasosa, le asigna un espesor de 510 m en el área y una edad de Albiano superior a
Cenomaniano.
Grupo Churuvita (Kch)
La unidad se localiza hacia el oriente del área en valles de pendientes suaves. Aflora con
intercalaciones de capas delgadas a gruesas con estratificación plana paralela continua de shale
negro con areniscas cuarzosas de grano fino con niveles abundantes en glauconita, muscovita,
restos fósiles de bivalvos, escamas de peces e ichnofósiles (thalassinoides); también algunos
niveles de caliza. Los escasos afloramientos en la zona no permitieron diferenciar los dos
grandes conjuntos que en otras áreas conforman la unidad (formaciones Churuvita y San
Rafael), sin embargo se mantiene el nombre de “Grupo” utilizado en la cartografía de Renzoni
& Rosas (1983) con las consideraciones de Renzoni (1981), quien le infiere una edad del
Cenomaniano a Turoniano y un espesor aproximado de 215 m en el extremo SE de la Plancha
171-Duitama, donde se localiza la zona de interés.
7
Formación Conejo (Kc)
Nombre propuesto por Renzoni (1981) para una sucesión de shales negros con intercalaciones
de areniscas, limolitas y calizas. En la zona aflora en capas medias a muy gruesas de shale
negro con intercalaciones delgadas de areniscas cuarzosas de grano fino. Se distinguen
concreciones calcáreas “rueda de carreta”. Renzoni (1981) establece una edad Coniaciano a
Santoniano para la Formación Conejo y reporta 165 m de espesor en sección levantada en el
extremo SE de la Plancha 171-Duitama.
Formación Plaeners (Kpl)
Esta formación hace parte del Grupo Guadalupe, unidad ampliamente distribuida en el
Altiplano Cundiboyacense. En el área aflora en capas delgadas a medias de liditas siliceas
intensamente fracturadas, con niveles ricos en fosforitas, foraminíferos (sifogenerinoides),
escamas y restos de peces. Generalmente los afloramientos aparecen cizallados y con pliegues
en chevron. Según estudios recientes de cartografía llevados a cabo por INGEOMINAS, la
unidad no es correlacionable con la Formación Plaeners de la Sabana de Bogotá, sino con
niveles correspondientes a cambios faciales de la Formación Arenisca Dura (Reyes G.,
comunicación personal); por esta razón no citan referencias de edades de esta unidad ni las
otras del Grupo Guadalupe, ya que quizás no sean correlacionables en edad con las aflorantes
en la Sabana de Bogota. Renzoni (1981) reporta un espesor aproximado de 100 m en columna
estratigráfica levantada en el extremo SE de la Plancha 171-Duitama.
Formación Los Pinos (Klp)
El nombre de esta unidad ha sido tomado de Ulloa & Rodríguez (1979), quienes la definieron
como “Miembro Los Pinos” en el Cuadrángulo J-13 Sogamoso y la ubican entre las
formaciones Labor y Tierna. Sin embargo, este criterio ha sido modificado por varios autores
para denominar como Formación Los Pinos a una unidad de similares características ubicada
entre las formaciones Plaeners y Labor-Tierna de Renzoni & Rosas (1983), pudiendo
corresponder con cambios faciales desde el sitio donde fue definida inicialmente; en este
8
sentido Díaz & Sotelo (1995) cartografían la unidad en el municipio de Paipa al norte de la
zona de interés y con el mismo criterio se muestra en el presente trabajo con la posibilidad de
que se trate de la sucesión inferior de la Formación Labor-Tierna de Renzoni (1981). En la
zona predominan los paquetes blandos de limolitas negras a verdes en capas medias a muy
gruesas con intercalaciones de areniscas cuarzosas en capas medias a delgadas en
estratificación ondulada paralela que al algunos niveles presentan ichnofósiles. También capas
delgadas a muy delgadas de lidítas silíceas de color gris claro; arcillolitas y limolitas
laminadas color crema a gris; niveles esporádicos de calizas lumaquélicas e impregnaciones de
sales. La poca exposición de la unidad no permite un cálculo de su espesor, pero se infieren
100 m en la zona a partir de variaciones laterales de referencias citadas por Díaz & Sotelo
(1995).
Formación Labor-Tierna (Klt)
La unidad se presenta en morfología alomada con capas medias a muy gruesas de arenisca
cuarzosa de grano grueso a fino, redondeado a subredondeado; madura y friable. Es posible
que esta exposición corresponda con la sucesión superior de areniscas de la Formación LaborTierna de Renzoni (1981), la cual presenta un espesor variable por cambios laterales de la
unidad; sin embargo se infiere un espesor promedio de 100 m en la zona de interés.
Formación Guaduas (KPgg)
Esta unidad de distribución regional en la Cordillera Oriental aflora en la zona como
arcillolitas y limolitas color violeta, gris y crema en capas medias a muy gruesas y con
intercalaciones abundantes de areniscas cuarzosas, de grano fino en capas medias a muy
delgadas con estratificación ondulada paralela continua y con óxidos de hierro. Abundantes
mantos de carbón. Hacia la parte superior de la unidad en el área, se observan capas gruesas
masivas de arenisca cuarzosa con laminación lenticular a cruzada, de grano fino
subredondeado y con abundante matriz arcillosa, con intercalaciones delgadas de arcillolita
gris. Se le asigna un espesor aproximado en la zona de 500 m. Según Var Der Hammen
(1958,en Renzoni, 1981) esta formación tiene una edad desde Maestrichtiano hasta Paleoceno.
9
Formación Bogotá (Pgb)
Esta formación aflora como una unidad relativamente dura en los cerros al W de Paipa y S de
la Termoeléctrica. Se trata de areniscas cuarzosas y de líticos en capas delgadas a medias con
estratificación ondulada no paralela continua a lenticular, con grano fino a grueso, subangular
a subredondeado. Son friables e inmaduras en su mayoría y se encuentran intercaladas con
capas medias de limolitas y arcillolitas de color gris a crema; presentan abundantes óxidos
rojizos. No es posible establecer un espesor en la zona, entre otros aspectos por estar cubierta
discordantemente por la Formación Tilatá. Renzoni (1981) correlaciona la base de esta unidad
con la Arenisca del Cacho (Formación Cacho) de la Sabana de Bogotá para inferir también
una edad paleocena. Hoorn (1988, en Acosta & Ulloa, 1997) le asigna una edad Paleoceno
tardío a Eoceno temprano en su localidad tipo en la Sabana de Bogotá. Estos mismos autores
mencionan espesores variables entre 250 y 500 m para esta unidad en el área de la Sabana de
Bogotá.
Formación Tilatá (NgQt)
Esta unidad está ampliamente distribuida desde la Sabana de Bogotá y a lo largo del Altiplano
Cundiboyacense hasta Duitama. En la zona aparece en las partes bajas cercanas al Lago
Sochagota y con morfología suavemente alomada al E de La Casona, hacia la Vereda Cruz de
Murcia. La unidad se compone predominantemente de niveles arenosos en capas medias a
gruesas, intercaladas con limolitas y arcillolitas abigarradas. Las arenas son cuarzosas, bien
seleccionadas, muy friables y de grano que varía de grueso a fino, redondeado a
subredondeado. Son comunes los óxidos de hierro tanto en los niveles duros como blandos. Se
presentan capas de lignito, explotados en la zona como carbón de regular calidad. La
cartografía de la Formación Tilatá se hace en el sentido de Renzoni & Rosas (1983),
incluyendo las gravas o niveles de conglomerados con matriz arenolimosa y líticos de
areniscas, chert y cuarzo que conforman lomas redondeadas en la zona y que según Reyes
(2001) hacen parte de una unidad más antigua. Renzoni (1981) calcula un espesor en el área de
10
150 m y reporta una edad del Plioceno a Pleistoceno calculada por Van Der Hammen a partir
de palinología de muestras de lignitos.
Vulcanitas (NgQv) (ver descripción de Cepeda Héctor)
Depósitos volcánicos piroclásticos y domos de composición traquítica (¿) con intercalciones
de depósitos sedimentarios.
Brecha Hidrotermal (Qbh)
Se trata de un material anómalo por su exposición en medio de limolitas y carbones de la
Formación Guaduas y que es explotado como puzolana en la cantera de El Durazno. En el
afloramiento se distinguen fragmentos angulares de variado tamaño, de liditas, areniscas
cuarzosas y carbón en matriz de arcilla silícea. Se interpreta como resultado de una explosión
de vapor que trituró y arrastró fragmentos de las formaciones Plaeners, Los Pinos, LaborTierna y Guaduas. Se le asigna una edad cuaternaria ya que se infiere como correspondiente a
una fase tardía de los eventos volcánicos.
Depósitos Cuaternarios
Estos depósitos se encuentran extendidos en la depresión que marca el nacimiento del río
Chicamocha, incluyendo zonas bajas como la del Pantano de Vargas, Lago Sochagota y El
Salitre al sur de Paipa. Se trata de depósitos de arenas, limos, arcillas y conglomerados
correspondientes a la actividad más reciente de tipo aluvial, lacustre y fluvio-lacustre, los
cuales estarían descansando en forma discordante sobre la Formación Tilatá.
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
Con base en la cartografía geológica realizada en escala 1:25.000 en el área de interés, se
determinó una serie de fallas que complementan el esquema regional obtenido, ya que
permiten conocer el comportamiento local de las principales estructuras, así como de otras
11
menores asociadas. A continuación se hará una descripción de las fallas cartografiadas (Fig.
2), teniendo en cuenta una clasificación según su dirección predominante, geometría e
interpretación de estilo estructural que representan:
Fallas longitudinales NNE
Se trata de fallas con orientación paralela a las fallas principales de Boyacá y Soapaga, es
decir, noroeste y nor-noroeste (NE y NNE), que coincide con la mayoría de estructuras de la
Cordillera Oriental y en general de Los Andes del Norte en Colombia. En la zona de interés
sus trazos son sinuosos y localmente discontinuos por estar cubiertos por depósitos neógenos y
cuaternarios, tanto sedimentarios como volcano clásticos. Las principales estructuras
reconocidas de occidente a oriente, son:
Falla El Bizcocho
La falla recibe este nombre por el sitio donde se observa el contacto fallado entre limolitas de
la Formación Guaduas y areniscas cuarzosas de la Formación Labor-Tierna, por la carretera
Paipa – Toca, en la Vereda La Playa. La expresión más sur de la falla se presenta en la Vereda
El Tunal, Sector La Laguna afectando rocas del Cretácico Superior de morfología abrupta y se
puede seguir al norte hasta la terminación de estas lomas en el valle de la Quebrada Honda,
donde su trazo se pierde en los depósitos aluviales, pero alinea el curso de la quebrada por un
tramo hasta 400 m al SW de La Casona, desde donde sigue al norte en segmentos
interrumpidos por fallas transversales NE y ejerce control en un tramo recto del río
Chicamocha al occidente de la pista del aeropuerto. Se trata de una falla de cabalgamiento con
vergencia al oriente.
Falla El Batán
Esta falla se constituye en la principal estructura del área de estudio y el nombre es dado por
un sitio de agua termal El Batán, cerca de La Playa; al sur su trazo es un lineamiento que
afecta los depósitos volcánicos de Olitas en su costado occidental y controla el curso de la
12
13
quebrada Calderitas hasta su desembocadura en la Quebrada Honda Grande, desde donde se
hace más evidente poniendo en contacto los niveles de lodolitas silíceas de la Formación
Plaeners con los depósitos de la Formación Tilatá, en especial con niveles que contienen
lignito; esta relación se observa en el Cerro El Volador, en canteras de material de recebo de
liditas sobre los niveles de lignito que son también explotados (Fig. 3). La falla continua al
norte pasando por debajo de material más espeso de la Formación Tilatá que presenta
abombamiento al occidente del trazo de falla, la cual al norte afecta de nuevo la Formación
Plaeners, junto con parte de la Formación Conejo, colocándolas en contacto con el Grupo
Churuvita, en una relación de “joven sobre antiguo” que se explicará más adelante. Por sus
características litológicas la base de la Formación Plaeners actúa como la zona de despegue
para la ocurrencia de los cabalgamientos con vergencia al oriente, cuyo frente está
representado por la Falla El Batán (Fig. 4).
Falla Rancho Grande
Esta estructura es una falla local que afecta los depósitos de la Formación Tilatá entre el Cerro
El Volador y la carretera Paipa – Pantano de Vargas, pasando por el sitio Rancho Grande de
donde toma su nombre; se observa especialmente desplazando en forma dextral niveles de
conglomerados aluviales relacionados con la base de la unidad sedimentaria, los cuales son
diferenciados por Reyes (2001) como una unidad más antigua. Esta falla actúa como una falla
oblicua que además de su movimiento de rumbo tiene una componente vertical con vergencia
al occidente.
Falla Buenavista
La falla tiene un trazo sinuoso que afecta la secuencia del Grupo Churuvita al occidente del
depósito volcánico de Pan de Azúcar y localmente es cubierto por la Formación Tilatá; hacia
el norte de la carretera Paipa – Pantano de Vargas, la falla pone en contacto el Grupo
Churuvita al oriente con la Formación Conejo al occidente y parece continuar al norte bajo los
depósitos aluviales del río Chicamocha. Su efecto se aprecia especialmente en la quebrada que
pasa por el sitio Buenavista y drena al occidente hasta la quebrada Honda Grande, donde
14
15
16
niveles de areniscas del Grupo Churuvita aparecen recristalizados y brechados. La estructura
actúa como un cabalgamiento con vergencia al noroccidente y despegue en el Grupo
Churuvita (Fig. 4); su trazo es desplazado aproximadamente 200 m en forma dextral por la
Falla Rancho Grande entre los sitios El Cerrito y Puente de La Magdalena en la carretera
Paipa – Pantano de Vargas.
Falla Agua Tibia
El trazo de esta estructura es rectilíneo, discontinuo e interrumpido localmente por fallas NW.
En el sur del área, controla parcialmente el curso de las quebradas Cortaderal y Honda Grande,
y posiblemente es la responsable de los escarpes rectos y continuos que presentan al oriente
los depósitos volcánicos de Olitas. Al norte de la quebrada Honda Grande su trazo sigue por la
quebrada Agua Tibia, de donde toma su nombre y en forma discontinua y cubierto por los
depósitos de Pan de Azúcar, sigue al norte pasando por el sitio Mataredonda desde donde
controla la disposición rectilínea de cauces menores que drenan al norte hacia el Pantano de
Vargas. Por su trazo recto se asume como una falla inversa inclinada al occidente, a partir de
la cual se producen cabalgamientos con vergencia al noroccidente, como la Falla Buenavista
(Fig. 4).
Falla Lanceros
La estructura tiene expresión morfológica al norte limitando al oriente la depresión del
Pantano de Vargas. Además, de escarpes, localmente se encuentran estrías de falla en las
areniscas de la Formación Une que bordean la zona del pantano, especialmente cerca al
monumento de Los Lanceros, donde la falla recibe su nombre. El trazo continúa al sur con
lineamientos destacados en los depósitos volcánicos de Pan de Azúcar hasta la quebrada
Palacio, donde se confunde con estructuras transversales NW. Esta falla, de tipo inverso (Fig.
4), levanta y limita al occidente un bloque donde regionalmente se distingue un anticlinorio
con pliegues sinclinales y anticlinales menores involucrados y que afectan la secuencia de las
formaciones Une y Tibasosa, las cuales son suprayacidas localmente por depósitos fluvioglaciares que no se observaron al occidente de la Falla Lanceros. Este bloque está limitado al
17
oriente por la Falla Sopaga (Renzoni & Rosas, 1983), la cual se asume como el frente
principal de cabalgamiento y por la tanto, la Falla Lanceros actuaría regionalmente como un
retrocabalgamiento.
Interpretación fallas longitudinales
El análisis de las estructuras longitudinales que aparecen en la zona de interés permite una
interpretación que se representa en los cortes geológicos de la Fig. 4. Básicamente se observa
que estas fallas representan dos estilos estructurales: - uno que afecta el basamento y que se
considera de “piel gruesa”, el cual también corta la secuencia de cobertera y - otro con fallas
de cabalgamiento que se restringen a las rocas sedimentarias de cobertera denominado
“escamación delgada”.
El estilo de “piel o escamación gruesa” estaría relacionado con las fallas inversas de Lanceros
y Agua Tibia que en profundidad en el basamento paleozoico tendrían un comportamiento de
fallas de retrocabalgamiento asociadas a la Falla Soapaga, entre las cuales sería expulsado un
bloque en forma de “pop-up”. Sin embargo, este movimiento de las fallas inversas se entiende
como parte del proceso de inversión tectónica que se produjo a lo largo de estructuras que en
una fase tectónica previa se comportaron como fallas normales, por eso no se infieren grandes
saltos en las fallas (Fig. 4), sino pequeños desplazamientos relativos producto de la sumatoria
de movimiento vertical. El bloque entre las fallas Agua Tibia y Lanceros pudo constituir una
depresión en sentido longitudinal, con continuidad en el actual Pantano de Vargas y que al sur
fue parcialmente rellena por los depósitos volcánicos.
A partir de la Falla Agua Tibia y con despegue en el Grupo Churuvita se genera un frente de
cabalgamiento con transporte tectónico al noroccidente, el cual se representa especialmente en
la Falla Buenavista, con un leve plegamiento de la unidad sedimentaria al occidente de la falla;
el cabalgamiento progresaría en la Falla Rancho Grande, pero ésta estructura es enterrada al
sur por un frente más activo que tiene vergencia contraria, representado por la Falla El Batán
(Fig. 4).
18
La “escamación delgada o estilo de piel delgada” está asociada con los cabalgamientos de las
fallas El Bizcocho y El Batán, donde esta última representa el frente o falla más distal de un
abanico imbricado de cabalgamientos que con despegue en la base de la Formación Plaeners
(Fig. 4), se desprenden de la Falla Boyacá y del cual también hacen parte las fallas de Tunja y
Chivatá (Fig. 1). Este abanico imbricado (Fig. 5) muestra el avance de la deformación y el
transporte tectónico al oriente a partir de una estructura mayor y a lo largo de una serie de
fallas relacionadas entre sí por la zona de despegue.
Las fallas del frente del cabalgamiento usualmente generan pliegues anticlinales asociados, en
los cuales se presentan estructuras locales de acomodación o fallas normales en la charnela del
pliegue (Fig. 6). Estas estructuras distensivas se observaron en la cantera de recebo del Cerro
El Volador, en el tope del pliegue asociado a la Falla El Batán; las fallas normales cortan y
desplazan tanto las liditas de la Formación Plaeners, como los depósitos recientes de
conglomerados aluviales dispuestos inconformemente sobre la unidad cretácica (Fig. 7), lo
que sugiere actividad neotectónica a lo largo del cabalgamiento de la Falla El Batán.
El despegue en la base de la Formación Plaeners y la continua actividad del cabalgamiento de
la Falla El Batán pueden explicar la disposición de esta unidad sedimentaria sobre una unidad
más antigua como la Formación Conejo (Fig. 4), pero una segunda explicación para esta
relación es el empuje de los cabalgamientos de las fallas Buenavista y Rancho Grande, con
vergencia al noroccidente, especialmente la Falla Rancho Grande, que al encontrar otro nivel
favorable para despegue puede conformar una estructura de “techo pasivo” o passive roof
(Fig. 8) y transferir el avance en un retroceso de la secuencia superior (back-step); así se
podría también explicar el aparente enterramiento de la falla Rancho Grande por la Falla El
Batán. Sin embargo, la clara expresión del despegue de la Falla El Batán en líneas sísmicas,
plantea como primera componente el avance del abanico imbricado hacia el oriente y segundo
la posible combinación por empuje de los cabalgamientos al noroccidente en estructuras de
techo pasivo.
19
20
21
22
Fallas transversales NW
Estas estructuras se observan especialmente al suroriente del área de interés como fuertes
lineamientos que controlan morfología y drenaje. Sobresalen dos fallas paralelas entre sí,
denominadas Cerro Plateado y Los Volcanes (Fig. 2), las cuales se localizan principalmente a
través de los depósitos volcánicos. La primera se distingue por una zona de cizalla en el Cerro
Plateado, constituido por areniscas de la Formación Une, con un trazo que hacia el NW
controla el valle de la quebrada Honda Grande y que se puede asumir hasta el cruce con las
fallas longitudinales de Buenavista y El Batán; esta falla separa los cuerpos volcánicos que
usualmente se han conocido como Olitas al sur y Pan de Azúcar al norte. La segunda
estructura se denomina Falla Los Volcanes por cruzar la parte alta de la geoforma que se
conoce como alto Los Volcanes, donde se localiza el depósito de Olitas; su trazo también pasa
al sur del Alto Las Peñas y regionalmente continúa al SE hasta el cuerpo volcánico de Iza.
Estas dos fallas se interpretan como estructuras de basamento relacionadas con una fase
tectónica anterior de tipo distensivo, las cuales fueron reactivadas localmente durante la
Orogenia Andina, conservando su carácter de fracturas abiertas que facilitan el paso de fluidos
hidrotermales; incluso se asumen como fallas de tal profundidad que permiten al ascenso de
magmas y dan origen al volcanismo reconocido en la zona (en especial la Falla Los Volcanes)
y que en concepto de Cepeda (este proyecto) reflejarían los límites de una posible caldera.
Regionalmente la Falla Los Volcanes tendría una continuidad por debajo de la secuencia
sedimentaria con escamación delgada hasta el trazo de la Falla Boyacá, al norte de la Cuenca
de Sotaquirá y limitando al sur la presencia de unidades del Cretácico Inferior del Sinclinal
Los Medios (Renzoni & Rosas, 1983). Esto permite interpretar a la falla como un límite de
bloques transversales con control en la sedimentación cretácica y reactivado con efecto en la
configuración reciente de una cuenca de tracción por el movimiento lateral de la Falla Boyacá
(Velandia, 2003).
Fallas transversales NE
23
En la zona de trabajo se distinguen estructuras con dirección NE y algunas NEE (Fig. 2)
afectando la secuencia sedimentaria, donde se encontraron estrías de fricción relacionadas con
la mayoría de estas fallas. Al norte de la zona se localiza la Falla El Hornito, cruzando y
desplazando en forma lateral derecho el cerro longitudinal de areniscas de la Formación
Bogotá; la falla continuaría bajo los sedimentos neógenos de la Formación Tilatá y aluviales
cuaternarios, pasando al sur del cerro donde se localizan las cabañas de Colsubsidio y
conservando la misma dirección alcanza el extremo sur de la pista del aeropuerto, con posible
relación con el límite abrupto de las areniscas de la Formación Labor-Tierna con los depósitos
cuaternarios ricos en sales.
La Falla Canocas es paralela a la anterior y se distingue desde la Vereda El Salitre al
occidente del área, cruzando el mismo cerro longitudinal, pero poniendo en contacto areniscas
de la Formación Bogotá al norte con areniscas cuarzosas y limolitas de la Formación Guaduas
al sur, también con una componente de rumbo dextral. Su trazo pasa por el sitio de cantera El
Durazno, donde las brechas hidrotermales se explotan para puzolana y desde este sitio controla
el cauce de la quebrada Canocas (Fig. 9), de donde toma su nombre, para continuar hacia el
Instituto Técnico Agrícola, debajo de los depósitos cuaternarios, hasta La Casona.
La Falla Santa Rita afecta la Formación Guaduas al suroccidente del área; desplaza en forma
dextral areniscas de la Formación Labor-Tierna y desde la Vereda El Tunal, Sector La Laguna
hace cabalgar liditas de la Formación Plaeners sobre litología blanda de la Formación Los
Pinos hasta unirse con la Falla El Batán cerca de la desembocadura de la quebrada El Tunal en
la quebrada Calderitas.
Estas tres estructuras se interpretan como una serie de “fallas de desgarre” similares a aquellas
que al sur de la zona de interés, Reyes (2001) muestra desplazando localmente y en forma
dextral estructuras longitudinales como la Falla Chivatá, lo cual también se observa en la zona
con desplazamientos dextrales en el cerro longitudinal limitado regionalmente al occidente por
la Falla Chivatá, y en la Falla El Bizcocho. Por este efecto sobre las fallas longitudinales se
asume como el sistema de fallamiento más reciente, que eventualmente puede ser
contemporáneo con el movimiento a lo largo de cabalgamientos como la Falla El Batán.
24
25
Incluso se observa que la Falla Rancho Grande desplaza depósitos aluviales recientes o
neógenos (posible base de la Formación Tilatá) en forma dextral, en el sector donde esta
estructura muestra una dirección NE, indicando una posible reactivación como falla de
desgarre, ya que además desplaza dextralmente la Falla Buenavista. Por su disposición y
geometría, estas fallas también pueden interpretarse como retrocabalgamientos asociados a las
principales fallas longitudinales con vergencia el oriente (Fig. 4) y en el caso de la Falla Santa
Rita, como una rampa lateral de este cabalgamiento.
Otras estructuras orientadas más al oriente (NEE y W-E) también se observan al sur del área,
entre El Hato y el Alto Las Peñas, casi como borde sur del Alto Los Volcanes, y en la
continuación de la Falla Rancho Grande al limitar al norte los depósitos volcánicos (sur del
Pantano de Vargas).
En general el modelo obtenido del área estudiada muestra estructuras que se pueden interpretar
como producto de la reactivación de estructuras antiguas y la generación de nuevas fallas bajo
el régimen compresivo de la Orogenia Andina, que en el sector muestra rasgos de tectónica
transpresiva (movimientos combinados en la vertical y en el rumbo a lo largo de fallas
oblicuas) por efecto de un tensor de esfuerzos, el cual se asume para la zona con dirección de
122º (Velandia, 2003) a partir de propuestas de Taboada et al, (2000) y Toro (2003). Esta
transpresión da lugar a los cabalgamientos en estructuras perpendiculares a la dirección del
tensor y a los desplazamientos en el rumbo en fallas con disposición oblicua debido a la
partición del esfuerzo que se genera localmente. Las fallas longitudinales y transversales
configuran bloques que pueden adquirir un movimiento independiente bajo esta tectónica
transpresiva, incluyendo rotación. Esta cinemática se ilustra en la Fig. 10, y es la base para
proponer una aplicación de la interpretación estructural a la exploración de aguas termales.
26
27
APLICACIÓN DEL MODELO EN LA EXPLORACIÓN GEOTÉRMICA
Con base en el modelo estructural obtenido y su relación con la ubicación de las actuales
fuentes termales se determinan zonas promisorias para exploración (Fig. 11), en sectores
relacionados con:
El trazo de fallas, especialmente las transversales con dirección NE y las transversales NW, ya
que pueden permitir el paso de fluidos y en las longitudinales NNE, en especial la Falla El
Batán por involucrar una unidad con alta porosidad secundaria como las liditas intensamente
fracturadas de la Formación Plaeners.
El cruce de fallas longitudinales y transversales, ya que se asume que la conexión con la
cuente de calor ocurre a lo largo de algunas fallas longitudinales como la Falla Agua Tibia y
especialmente por las fallas transversales NW, que aunque se localizan por debajo de la
secuencia de cobertera pueden transmitir los fluidos por la zona de despegue de alta porosidad
de la Formación Plaeners. En general estas zonas de cruce pueden estar asociadas con la
presencia de mineralizaciones por flujos hidrotermales.
Esquinas abiertas por la rotación de bloques entre las fallas El Hornito, Canocas y Santa Rita,
ya que el movimiento de rumbo destral genera una distensión cerca al cruce de las fallas de
desgarre con orientación NE y las fallas longitudinales que son desplazadas (Fig. 10). Esto
ocurre en las esquinas opuestas al SW y NE de los bloques, mientras en las esquinas contrarias
(NW y SE) se generarían cabalgamientos y menor posibilidad para el paso de fluidos.
28
29
BIBLIOGRAFÍA
ACOSTA, J., 2002, Structure, tectonics and 3D models of the western foothills of the Eastern
Cordillera and Middle Magdalena Valley, Colombia. PhD. Thesis. Imperial College.
London.
ACOSTA, J., ULLOA, C., 1997. Geología de la Plancha 227-La Mesa. Escala 1:100.000.
Memoria explicativa. INGEOMINAS.
BANKS, C., WABURTON, J., 1986. “Passive-roof” duplex geometry in the frontal structures
of the Kirthar and Sulaiman mountain belts, Pakistan. Journal od Structural Geology,
Vol. 8, No 3-4: 229-237.
BUTLER, K., SCHAMEL, S., 1988. Structure along eastern margin of the Central Cordillera,
Upper Magdalena Valley, Colombia. Journal of South American Earth Sciences, 1 (1):
109-120.
COLLETTA, B., HEBRARD, F., LETOUZEY, J., WERNER, P., RUDKIEWICZ, J. 1990.
Tectonic style and crustal structure of the Eastern Cordillera (Colombia) from a
balanced cross-section. In Letouzey, J., ed., Petroleum and tectonics in mobile belts:
Paris, Editions Technip, p. 81-100.
COOPER, M., ADDISON, F., ALVAREZ, R., CORAL, M., GRAHAM, R., HAYWARD, A.,
HOWE, S., MARTÍNEZ, J., NAAR, J., PEÑAS, R., PULHAM, J., TABORDA, A.
1995. Basin development and tectonic history of the Llanos Basin, Eastern Cordillera,
and Middle Magdalena Valley, Colombia. AAPG Bulletin, Vol. 79, No. 10: 14211443.
DENGO, C., COVEY, M. 1993. Structure of the Eastern Cordillera of Colombia: implications
for trap styles and regional tectonics. AAPG Bulletin, Vol. 77, No. 8: 1315-1337.
DÍAZ, J., SOTELO, C., 1995. Análisis estructural de la Falla de Boyacá en un área al oeste de
los municipios de Paipa-Duitama. Tesis de grado. Universidad Nacional de Colombia.
Bogotá.
FABRE, A. 1983. La subsidencia de la Cuenca del Cocuy (Cordillera Oriental de Colombia)
durante el Cretáceo y el Terciario. Segunda Parte: Esquema de evolución tectónica.
Revista Norandina, No. 8: 21-27. Bogotá.
FERREIRA, P., HERNÁNDEZ, R., 1988. Evaluación geotérmica en el área de Paipa basada
en técnicas isotópicas, geoquímica y aspectos estructurales. Tesis de grado.
Universidad Nacional de Colombia. Bogotá.
FREITAS de M., FRONCOLIN, J., COBBOLD, P., 1997. The Structure of the axial zone of
the Cordillera Oriental, Colombia. VI Simposio Bolivariano “Exploración petrolera en
las cuencas subandinas”. Memorias. Tomo II: 38-41. Cartagena.
GÓMEZ, H., 1991. La Paleomegacizalla transversal de Colombia, base para un nuevo
esquema geotectónico. Revista CIAF, 12 (1): 49-61. Bogotá.
HERNÁNDEZ, G., OSORIO, O., 1990. Geología, análisis petrográfico y químico de las rocas
volcánicas del suroriente de Paipa (Boyacá-Colombia). Tesis de grado. Universidad
Nacional de Colombia. Bogotá.
KAMMER, A., 1999. Observaciones acerca de un origen transpresivo de la Cordillera
Oriental. Geología Colombiana, 24: 29-53. Bogotá.
McCLAY, K., 1992. Glossary of thrust and tectonics terms. In: McClay, K. (Ed), Thrust
Tectonics. Chapman and Hall, pp. 419-433. London.
30
PRICE, N., COSGROVE, J., 1990. Analysis of Geological Structures. Cambridge University.
London.
RENZONI, G., ROSAS, H., 1983. Mapa Geológico Plancha 171-Duitama. Escala 1:100.000.
INGEOMINAS. Bogotá.
RENZONI, G., 1981. Geología del Cuadrángulo J-12 Tunja. Boletín Geológico V 24, 2, pp.
31-48. Bogotá.
REYES, I., 1993. La tectónica y su influencia en la recarga de los acuiferos profundos de la
Sabana de Bogotá, Colombia. IV Simposio Colombiano de Hidrogeología, Tomo I: 3242. Cartagena.
REYES, I., 2001. Neotectónica del corredor industrial de Boyacá, Colombia. VIII Congreso
Colombiano de Geología. Memorias. Manizales.
SARMIENTO, L., 2001. Mesozoic rifting and cenozoic basin inversion history of the Eastern
Cordillera, Colombian Andes. Inferences from tectonic models. PhD. Thesis. Vrije
Universiteit Amsterdam. 296 p.
TABOADA, A., RIVERA, L., FUENZALIDA, A., CISTERNAS, A., PHILIP, H.,
BIJWAARD, H., OLAYA, J., RIVERA, C., 2000. Geodynamics of the northern
Andes: Subductions and Intracontinental deformation (Colombia). Tectonics, 19 (5):
787-813.
TORO, A., 2003. Determinación de los tensores de esfuerzos actuales para diferentes regiones
del territorio colombiano calculadas a partir de mecanismos focales de sismos mayores.
Tesis. Universidad de Caldas. Manizales.
UJUETA, G., 1993. Lineamientos Muzo, Tunja y Paipa en los departamentos de Boyacá y
Casanare. Geología Colombiana, 18: 65-73. Bogotá.
VELANDIA, F., 2003. Interpretación de transcurrencia de las fallas Soapaga y Boyacá a partir
de imágenes Landsat TM. IX Congreso Colombiano de Geología. Medellín.
WELLMAN, S., 1970. Stratigraphy and petrology of the nonmarine Honda Group (Miocene),
Upper Magdalena Valley, Colombia. Geological Society American Bulletin, 81: 23532374.
31
Descargar