Tectónica del Valle Magdalena, Colombia

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Estructura y Evolución Tectónica del Valle Medio y Superior del
Magdalena, Colombia.
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Ricardo Franco
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Geologia Colombiana No 17, 1990
Estructura y Evolucion Tectonlca
del Valle Medio y Superior del Magdalena, Colombia
JAIRO MOJICA
Profesor Asociado, Instituto de Ciencias Naturales, Facultad de Ciencias, Apartado 74-95, Bogota
RICARDO FRANCO
Ge6logo, Apartado 36227, Bogota, Colombia
MOJICA, J. & FRANCO, R. (1990): Estructura y Evoluci6n Tect6nica del Valle Medio y Superior del Magdalena.17, pp.41-64, 14 figs., 2 Tablas, Bogota.
RESUMEN
Se describe
y analiza la estructura
y evoluci6n
geol6gica
del Valle
Superior
y Medio
del Rio Magdalena,
es decir la depresi6n
geomorfol6gica
que
separa
las
Cordilleras
Central
y Oriental
de Colombia.
Se trata de
una
franja
baja,
orograficamente
continua
pero con marcadas
diferencias
en la estratigratra y en la tect6nica,
cuya evoluci6n
se
remonta
a los
comienzos
del Mesozoico
y
que ha pasado
por diversas
eta pas deformativas,
principal mente
de
tipo
distensivo
durante
el Mesozoico,
y de tipo compresivo
durante el Cenozoico.
EI limite entre el Valle Superior
(VSM) y el
Valle
Medio
(VMM)
debe
encontrarse
en el
tramo comprendido
entre un poco al norte de
Girardot y la ciudad de Honda, y ha de estar
marcado
por
elementos
estructurales
(e.g.
Falla
de
Carnbao-Falla
de
Ibague,
Linea
Guataqul-Pledras)
y/o diferencias
en el tipo
y edad del basamento econ6mico.
EI
VSM
se
caracteriza
por
un
estilo
estructural
compresivo,
de
cabalgamientoplegamiento,
que
afecta
por
igual
ambos
costados
del
mismo,
con
transporte
tectonico
opuesto
y convergente
hacia
el centro
del valle, y con desplazamientos
que pueden
alcanzar decenas
de kil6metros
a 10 largo de
multiples
superficies
de
despegue
locatizadas dentro de las unidades
mas blandas e
incompetentes
de
la
cobertera
sedimentaria
(e.g.,
Grupos
Villeta
y Guaduas).
Se
forman
as!
abanicos
tect6nicos
imbricados,
unas veces con escamaci6n
gruesa
y nucleados por basamento,
otras
veces con escamacion
delgada
que
no
afecta
el
fundamento
precretaclco.
En
el VMM
la tect6nica
compresiva,
con
fallamiento
inverso
ylo de anqulo
bajo afecta
solo la mitad oriental,
en tanto que hacia el
occidente,
contra
la
Cordillera
Central,
se
Geol. Colombiana
tienen
fallas normales
cuyo juego
ha causado
adelgazamientos
y acunamientos
de
las
distintas formaciones meso y cenozoicas.
Por 10 anterior, y desde el punto de vista de
la
prospecci6n
de
hidrocarburos,
es
claro
que en el VSM y en el costado
oriental
del
VMM
las trampas
son
ante
todo
de
tipo
estructural,
en
tanto
que
en
el
costado
occidental
del VMM estas han de ser mas de
tipo combinado, estratigrafico-estructural.
ABSTRACT
Present
work
concerns
with
the
structure
and
evolution
of
the
Upper
and
Middle
Magdalena
Valley,
a
geomorphological
depression
separating
the
Colombian
Central
and
Eastern
Cordilleras.
It
constitutes
a
fringe
of an orographically
continuous
lower
land
but
with
conspicuous
differences
in
stratigraphy
and
tectonics;
its
evolution
goes
back to early
mesozoics
times
and
is
the
result
of
diverse
deformative
events,
mainly
of
distensional
type
during
the
Mesozoic,
compressional
during
the
Cenozoic.
The boundary
between
the Upper (UMV) and
the Middle (MMV) Magdalena
Valley
is to be
found
in an area, just
north of Girardot,
and
Honda;
however,
its location
depends
on the
type
of arguments
used
to
define
it,
e.g.
presence
of
major
structural
elements
such
as the oblique
passing
Cambao-Ibague
FaultSystem
, the narrowing
of the valley due to
crossing
of
fold
axis
along
the
GuataqulPiedras line, or the marked differences
in the
characteristics
and
ages
of
the
economic
basement
detected
north
and
southwards
of
Honda.
The
UMV
shows
a dominant
compressive
structural
style,
with
combined
thrusting
and
folding,
that is present
on both
sides of the
41
Mojica & Franco: Valle Medio y Superior del Magdalena
valley. Tectonic displacements are directed
toward the center of the depression and may
reach up to tens of kilometers as result of
accumulated
movement
along
several
detachement surfaces In soft and non competent units In the sedimentary cover, as those
known In the Vllleta and Guaduas Groups.
These
processes
have
generated diverse
Imbricated tectonic fans,
some of which are
thick-skinned and basement nucleated, other
thin-skinned, thus not· affecting the precretaceous fundament.
In the MMV compressive tectonics with
reverse and/or low angle faulting is restricted to the eastern portion; on the contrary,
to the west and near the Central Cordillera
the deformation is mainly caused by normal
faulting
active
in
different
episodes;
therefore thinning and pinch outs of the
distinct meso and cenozoic formations are
common.
Accordingly and for 011 prospecting purposes, It seems evident that in the UMV and
in the eastern half of the MMV expected
traps have to be more of structural type,
thus
contrasting
with
those
combined
stratigraphic-tectonic
ones observed In the
western portion of the MMV.
1. INTRODUCCION
Desde el punta de vista geologico, el Valle del Rio
Magdalena
constituye
una de las regiones
mejor
estudiadas del pais, tanto por intereses econornicos
como cientfficos, en particular porque en el se encuentran importantes
yacimientos
productores
de hidrocarburos (Fig. 1) Y numerosos prospectos promisorios
de los mismos. AI respecto, vale la pena recordar que la
exploracion petrol era del Valle Medio del Magdalena (en
adelante VMM) se remonta al ano 1916, cuando la
Tropical Oil Company perforo el pozo Infantas-1 fin el
territorio de la Concesion De Mares, anccntrandose
produccion comercial en el pozo Infantas-2, en 1918
(Govea & Aguilera, 1986).
En el Valle Superior del
Magdalena
(en adelante VSM) las pertoraclonas
se
iniciaron en los anos 20, pero el primer descubrimiento 10
realize la Texas Petroleum Co., apenas en el afio de
1951 en el Campo Ortsqa-Tetuan
(Bueno, 1987); las
reservas probadas son del orden de 500 millones de
barriles.
La produccion
diaria, mensual y acumulada
de
petroleo y gas en las cuencas del VMM y VSM, a
Noviembre de 1989, se resume en la Tabla 1. A escala
nacional la produccion de aceite del VMM representa un
20.4 % del total, y la del VSM un 13.7 %.
En las Figs. 2 y 3 se muestran las columnas sstratiqraficas generalizadas de ambas cuencas, a la vez que se
indica en elias las formaciones productoras de pstroleo,
que como puede verse, proviene sobre todo de rocas
del Terciario en el VMM y de sedimentos crstacicos y
terciarios en el VSM. Empero, en ambas cuencas las
rocas generadoras de hidrocarburos son esencialmente
lutitas bituminosas del Crstacico.
2. VALLE SUPERIORDEL MAGDALENA
EI VSM es una depresion alargada en la direcciOn NNESSW que separa la mitad meridional de las Cordilleras
Central y Oriental (Mojica & Dorado, 1987), y se
extiende desde Pitalito (en el sur), hasta Honda (en el
norte), es decir por una distancia de aproximadamente
400 km y un area alrededor de 20.000 km cuadrados
(Van Houten & Travis, 1968). En Honda, el fondo del
valle ssta a unos 140 metros sobre el nivel del mar, en
Neiva a 500 y a aproximadamente
1.200 en Pitalito. Si
se toma como referencia la altura de 1.000 m.s.n.m.,
la anchura del valle se incrementa paulatinamente de
Sur a Norte, hasta alcanzar un maximo de 65 km en la
regiOn entre Ibague y Girardort.
Desde el punto de vista geologico, el VSM es una
estructura bien marcada, delimitada en los bordes por
fallas inversas, que ocupa el vert ice interno de la
biturcacion de las Cordilleras Central y Oriental hasta un
poco al Norte de Girardot (Mojica & Dorado, 1987). EI
espesorde
los sedimentos puede lIegar en algunos
lugares hasta unos 5.000 m. La posicion del limite
septentrional
del VSM ha side muy controvertido:
Porta (1965-1969)
10 situa en la Barrera de GuataquiPiedras, donde el Cretacico de la Cordillera Oriental
forma un haz de pliegues relativamente apretados que
TABLA 1
Producci6n diaria mensual
CUENCA
VMM
VSM
42
y acumulada de petr6leo y gas en el VMM y VSM
PETROLEO
GAS
Barriles
diarios
Barriles
mensuales
Acumulado
miles de
barriles
Mensual
miles de
barriles
Acumulado
millonesde
barriles
86,714
58,537
2.601,417
1.756,099
1.753,262
186,130
4.921,046
655,504
2.126,596
41,607
Geologia Colombiana
No. 17, 1990
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FIG. 1 LOCALIZACION
GEOGRAFICA
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Mojica & Franco: Valle Medio y Superior del Magdalena
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Geologia Colombiana
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45
Mojica & Franco: Valle Media y Superior del Magdalena
atraviesan el valle; Corrigan (1967) coloca el limite VSMVMM en un quiebre estructural-estratiqrafico,
la Falla de
Cambao 0 Carnbras (0 Falla de Belta sequn Olson, 1954)
en donde dicha fractura se desvia del piedemonte de la
Cordillera Oriental y cruza diagonalmente el valle hacia
el Abanico de Ibague y alcanza el borde oriental de la
Cordillera Central, donde recibe el nombre de Falla de
Ibague. Asl, el Sinclinal de Guaduas, que contiene una
espesa secuencia cretacico-terciaria
y se encuentra al
este de la Falla (0 mejor decir, Sistema de Fallas) de
Cambao, vendria a ser parte del VSM, en contraposicion
a la situacion observada al occidente del Sistema de
Fallas de Cambao, donde los depositos cenozoicos
yacen directamente sobre el "basamento sconomico "
precretacico, Por su parte Mojica & Bayer (1987) consideran que cuando se liene en cuenta el tipo de basamento econornico
(rocas intrusivas
y vulcanosedimentarias triasico-jurasicas de la Forrnacion Saldana en
el VSM, y capas rojas de la Forrnacion Giron en el VMM),
el limite VSM-VMM debe ria ubicarse a la altura de la
Ciudad de Honda.
De todas maneras, es claro que, como se aprecia en
las secciones geologicas que acornparian esta nota
(Figs. 6 a 13), el paso de la Falla de Ibague a travss del
Valle del Magdalena determina un cambio radical en el
est i/o estructural, ya que es a partir de dicha linea hacia
el norte, donde se encuentra el fallamiento normal que
caracteriza el costado occidental de VMM.
EI VSM ha sido subdividido en dos unidades: la Subcuenca de Neiva, al sur, y la Subcuenca de Girardot, al
norte, las cuales sstan separadas por el umbral 0 alto
del basamento econornico de Pata (Butler, 1969) 0 de
Natagaima (Mojica & Bayer, 1987); este ultimo habria
iniciado su movimiento de ascenso durante el Terciario
Tardio sequn Bucheli & Gonzalez (1986), a fines del
Eoceno sequn Mendez & Rubio (1984) 0 durante el Mioceno sequn Cristancho & Hernandez (1989). En nuestro
concepto, y en virtud de que el Grupo Honda reposa en
la region del Arco de Natagaima directamente sobre
rocas de la Forrnacion Saldana, la edad (0 tiempo de
exposicion subasrea) del mismo ha de ser ante todo
Oligocena. De otra parte Van Houten & Travis (1968)
separan una Subcuenca de Honda, localizada al norte
de la Subcuenca de Girardot; empero, se podrfa aceptar
que la Subcuenca
de Honda representa
el sector
transicional entre el Valle Superior y el Valle Medio del
Magdalena.
2.1 Estructura
Para tener
claro los conceptos
de los estilos
estructurales de que se hablara en adelante, se han
incluido algunos graficos que aclaran los tormmos en
cuestion ( Fig. 4).
En el VSM se pueden observar baslcamsnte
dos
sistemas de estructuras diferentes (Fig. 5):
1. Una cadena plegada cabalgante de antepafs con
vergencia al E (east-verging foreland fold and thrust
46
belt) de edad oligocena media a tardia, que se presenta
en el piedemonte oriental de la Cordillera Central (Butler,
1986). Esta edad se basa en la observacion de que los
contactos entre los sedimentos neoqenos y las escamas del basamento que vergen hacia el E, desde la
Cordillera Central, son discordantes; adernas, las fall as
cabalgan sobre rocas del Oligoceno Temprano (Butler,
1986).
Esta cadena plegada cabalgante se subdivide en dos
sistemas: el de Chusma, en la Subcuenca de Neiva, y el
de Girardot, en la Subcuenca de Girardot; este ultimo
esta lim itado al norte por la falla transcurrente dextral de
Ibague (Fig. 5).
2. Una cadena plegada cabalgante con vergencia al
W, presente en el piedemonte occidental de la Cordillera
Oriental, de edad miocena temprana a pliocena.
Esta
cadena cabatgante esta constituida por el Sistema de
Fallas de Garzon-Suaza
y el Sistema del Magdalena.
Las fallas cabalgan sobre secuencias rnolasicas nsogenas y desplazan todas las rocas mas antiguas que el
Cuaternario (Butler, 1986).
Los estilos estructurales de las antedichas cadenas
cabalgantes son simi/ares: Las trayectorias de las fallas
de cabalgamiento se propagan cornunments en forma
escalonada, con psldanos muy inclinados a traves del
basamento precrstacico y, que luego pasan a pianos
casi horizontales
en los intervalos incompetentes
0
blandos de la sucesion estratiqratica
suprayacente
(Figs. 7 a 11). Los intervalos en donde se producen
tales despegues son generalmente las unidades de los
Grupos Guaduas y Villeta (Fig. 7 corte CC'; Fig. 8, corte
EE' y FF'; Fig. 9, corte HH'), pero en particular hacia sus
contactos con las Formaciones Monserrate y Caballos,
respectivamente.
Los cabalgamientos
se propagan de tal manera que
producen "anticlinales en rampa" (ramp anticlines) 0
"anticlinales nucleados por basamento" (ESRI, 1986),
como se puede apreciar en la Fig. 7 corte CC', Fig. 8
corte FF', Fig. 9 corte GG' y Fig. 10 corte KK'. Cada
cabalgamiento, que tiene su raiz en el basamento, es
responsable por un solo par asirnetrico anticlinal-sinclinal frontal;
cornunmente,
el sinclinal
frontal esta
bast ante modificado
por "abanicos
imbricados",
los
cuales pueden lIagar a formar "fallas ciegas" (blind
thrusts) (Fig. 8 corte FF'; Fig. 9 corte HH'; Fig. 11 corte
MM').
Estos abanicos imbricados frontales conforman
fajas de corrimiento 0 "escamas delgadas" (thin-skinned
thrust belts) que son frecuentes en la Subcuenca de
Neiva (Fig. 7 cortes AA' y CC'; Fig. 8 corte FF'; Fig. 9
cortes GG' y HH'). En la Subcuenca de Girardot, es
cornun observar fajas de corrimiento
mas gruesas
denominadas
"Ievantamientos
corticales de escamas
gruesas de tipo - Laramide"
(thick-skinned
Laramide
Style crustal uplifts) (Butler, 1986), los cuales se presentan tam bien en algunos sectores de la Subcuenca de
Neiva (Fig. 7 corte 8B'; Fig. 9 corte II'; Fig. 10 cortes KK'
y LL').
Geologia Colombiana
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47
Mojica & Franco: Valle Medio y Superior del Magdalena
Otro tipa de estructura
impartante,
ligada a las
grandes fallas de cabalgamiento es el denominado "tallamiento de retrocabalgamiento"
(back thrusting), que se
produce despues del desarrollo del cabalgamiento principal; ejemplos de este tipo de fracturas se muestran en la
Fig. 7 (corte AA' y BB'), la Fig. 8 (cortes DD' y EE'), Y la
Fig. 9 (corte II').
Todos los grandes
anticlinales
del VSM estan
nucleados por basamento, 10que se ha comprobado par
trabajo de campa y perforaciones. Hasta ahora no se
sabe de anticlinales nucleados par un sistema "duplex"
que involucre secuencias cretaccas, aunque tal estilo
estructural no se debe descartar y podrla estar presente
en algunos de los anticlinales
mas pequeiios
y
restringidos detectados en el subsuelo del VSM (ESRI,
1986).
Las estructuras que se originan en el basamento y que
tienen su expresi6n en la cobertera sedimentaria mesocenozoica, siguen dos direcciones longitudinales preferenciales (NE-SE y NS), conocidas desde tiempa atras y
una transversal (NW-SE), descubierta en los ultirnos
afios (v. G6mez, 1990; Ujueta, 1990). Estas direcciones pueden reflejar orientaciones y anisotropias rnecanicas preexistentes
en el basamento
precretacico
(Butler, 1983; Mojica & Dorado, 1987), las cuales controtartan otro estilo estructural importante en el VSM, como
es el fallamiento y plegamiento
"en-echelon" (Fig. 5);
este estilo de estructuras es cornun en la mayorla de
cadenas plegadas cabalgantes y es lIamado "transferencia de desplazamiento"(displacement
transfer} por
Dahlstrom (1970, en ESRI, 1986), ssulo estructural que,
ciertamente, se observa en ambos rnarqenes del VSM.
Este patron de cabalgamientoen-echelon
se habrfa
lormado como resultado de esluerzos E-W que habrfan
actuado sobre un basamento cuya estructura tenia una
direcci6n prelerencial NE-SW. Sequn
Kroonenberg &
Diederix (1982), tales esluerzos podrian haber side
consecuencia
de procesos subductivos;
empero, de
acuerdo con Mojica & Dorado (1987), se trataria de Iracturas originadas par electos tatroqenicos (de"rifting")
ocurridos durante el Mesozoico, y reactivados luego,
cemo fallas inversas, de cabalgamiento 0 de desplazamiento horizontal, en diferentes momentos del CenolOico.
EI Sistema de Fallas de Chusma puede ex·tenderse
hacia el norte mas de 10 que muestra la Fig. 5 Y puede,
entonces, yacer par debajo del Sistema del Magdalena.
EI Sistema de Fallas de Girardot parece ser mas
antiguo que el de Chusma, puesto que las rocas de la
Fm.Gualanday Inlerior reposan discordantemente
sobre
sedimentos plegados poco antes del Oligoceno, 10 cual
indica que el Sistema de Girardot cornenzo su desarrollo
en el Eoceno Tardio; por su parte el Sistema de Chusma
parece ser bien posterior a la depositaci6n del Grupo
Gualanday
(ESRI, 1986), ya que las lormaciones
terciarias alectadas no muestran que el mismo haya
actuado como borde de cuenca, es decir que en sus
proximidades
se produzcan
adelgazamientos
importantes,
acuiiamientos,
0
desarrollo
persistente
de
48
conglomerados brechosos (= fanglomerados).
Por otra
parte el Sistema de Cabalgamientos de Girardot podrla
extenderse hacia el norte por debajo de la Subcuenca
de Honda, en donde se encontrarfa oculto par el Sinclinal de Guaduas y los cabalgamientos
miocenos asociados (ESRI, 1986).
La Orogenia Andina es tarnbien responsable de un tipa
de fallamiento diferente del que se ha hablado hasta el
momento. Es el lIamado Fallamiento de Rumbo (wrench,
transcurrent
or strike-slip
faulting),
ocurrido
como
resultado de movimientos
diferenciales
transversales
de los grandes bloques de cabalgamiento de vergencia
E. Esta c1ase de fracturas ha de tener sus rafces en el
basamento, como 10 sostienen Benavente & Burrus
(1988), quienes han identificado nueve fallas de este
tipo, ocho de las cuales son dextrales. Algunas evidencias que sustentarfan
la existencia de este tipo de
fallamiento en el VSM son las siguientes:
a. Afloramientos escalonados y desplazamientos
de
estructuras.
b. Terminaci6n abrupta de fallas y ejas de plegamiento.
c. Cambios en la direcci6n del drenaje.
d. Desviaciones
en el limite y el eje de las subcuencas.
e. Pequeiias elevaciones superficiales (ridges) con
direcci6n preferencial E-W.
f. Fallas de cabalgamiento que en superficie 0 en vista
de planta, convergen 0 se curvan (como por ejemplo, la
Falla de Chusma), podr ian ser rellejo de zonas de intersecci6n con profundas fallas oblicuas de rumbo.
La mas importante de las fallas de rumbo del VSM es la
de Ibague.
Se trata de una Iractura transcurrente
dextral y act iva (Diederix et al. 1987), con algunos movimientos recientes de tipa inverso (Murcia & Vergara,
1987), y a 10largo de la cual se tiene un cordon de lomos
lineares que delorman
los dep6sitos
de cobartera
aluvial. La lalla, que atraviesa el Abanico de Ibague -de
edad pleistocena sequn Van Houten (1976), y sobre el
cual se encuentra la ciudad- ha fracturado en su linea de
accion, los cantos y la matriz del abanico y producido en
este, levantamientos de hasta ocho metros (Murcia &
Vergara), as! como agrietamientos en varias construeciones de la zona urbana de lbaque: adernas. causa
ondulaciones
de la superficie del terreno, des plaza
drenajes y, segun Vergara (1989), da lugar a lacetas
triangulares en rocas cristalinas del Batolito de lbaque,
En la Tabla 2 se resumen los estilos estructurales
observados tanto en el VSM como en el VMM; en el
cone PP' (Fig. 11) se presenta una correlacion estratiqratica a 10 largo del VSM, con base en datos de pozo,
realizada por Hernandez & Cristancho (1989).
2.2 Evoluci6n Tect6nica
EI anal isis de la intorrnacon conocida par nosotros,
sugiere que el VSM es producto de diversos eventos
Geologia Colombiana No. 17, 1990
Fig. 5- Rasgos Eetructaroles
Esenciales del
Valle Superior del Magdalena
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Reciente,
ciclos:
acaecidos entre finales del Paleozoico y el
y que constituyen fundamental mente dos
A. Teet6nica
Distensiva:
Paleozoico
Tardio
0
Mesozoico Temprano y Terciario Temprano, y que incluiria los siguientes eventos tatroqsnicos:
- Formaci6n de un graben 0 "rift" supracontinental en
el ancestral VSM (Macfa et al. 1985; Mojica & Herrera,
1986) a finales del Paleozoico 0 a comienzos del Triasico (Villarroel & Mojica, 1987).
- Subsidencia intermitente del graben (por fallamiento
normal y tect6nica de bloques) y relleno del mismo con
materia/es ante todo continentales, durante el Triasico y
el Jurasico Inferior a Medio?
- Periodo de no depositaci6n ylo erosi6n entre el
Jurasico Medio a Superior y buena parte del Cretacico
Inferior.
- Reactivaci6n
de la tatroqenesis
e iniciaci6n del
avance marino durante el Aptiano, que condujo luego a
la acumulaci6n de las Formaciones Yavi-Caballos y del
Grupo Villeta.
- Regresi6n 0 retiro paulatino del mar a fines del
Cretacico, con la depositaci6n de la Formaci6n Guadalupe (= Monserrate) y del Grupo Guaduas (= Guaduala).
Algunos
hechos
que sustentan
tafrogimesis son los siguientes:
la
idea
de
la
- Desarrollo mas 0 manes sincr6nico de plutonismo
granodioritico (Mojica, 1984) y vulcanismo predominantemente acido durante el Jurasico Inferior a Medio
(Mojica & Dorado, 1987; Kroonenberg & Diederix, 1982)
como posible consecuencia de la profundizaci6n paulatina de las fall as norm ales ylo adelgazamiento de la
corteza continental en la franja interesada por el graben.
La iniciacion de los eventos volcanicos ssta registrada
en los niveles de piroclastitas de lapilli, cenizas y polvo
volcanico intercalados en el Miembro Chicala de la
Formaci6n Saldana, de ambiente marino muy somero,
hasta subaereo,
con fosilas del Triasico Terminal
(Mojica & Llinas, 1984).
- La presencia de grietas sinsedimentarias de la Formaci6n Luisa, que podrlan estar relacionadas con fuerzas
de distensi6n actuantes en direcci6n NW-SE, perpendiculares a la direcci6n preferencial NE-SW determinada
de las grietas (Mojica & Herrera, 1980).
- La aparici6n de conglomerados brechosos en el tope
de la subaerea Formaci6n Luisa, que han de reflejar
bruscos hundimientos en los sectores de acumulaci6n
ylo elevaciones relativas de las regiones de aporte; asf
se explica ria que sobre dichos conglomerados aparezcan, sin fases de transici6n, sedimentos marinos de la
Formaci6n Payands (Mojica & Herrera, 1986).
- EI regreso rapido a condiciones subaereas y de
colmataci6n de la cuenca por efecto de la extrusi6n de
grandes cantidades de material volcanico, entre fines
del Triasico y mediados
del Jurasico
(Formaci6n
Saldana), 10 cual es propio del desarrollo final de las
regiones de "riff'.
- La ocurrencia de olistostromas calcareo-limosos en
ellfmite entre las Formaciones Payands y Saldana, que
refleja el inicio de procesos tect6nicos que precedieron
el vulcanismo que di6 lugar a las potentes acumulaciones de la Formaci6n Saldana (Mojica & l.linas, 1984).
B.Teet6nica
Compresiva:
Entre el Terciario Temprano y el tiempo presente, comprende los distintos
eventos (0 fases) que determ inan la estructura y- morfolegia actual del VSM y las cordilleras adyacentes, asl:
- A comienzos del Terciario, es decir, durante el Paleoceno-Eoceno,
comienzan
levantamientos
rapidos en
sectores de la Cordillera Central, y emersiones lentas y
locales en la Cordillera Oriental, a traves de fallas inversas cuyos pianos principales pudieron ser heredados de
la etapa de distensi6n anterior (Mojica & Bayer, 1987);
como consecuencia, el mar debi6 retirarse hacia el NE y
SE a partir de un punto de divergencia coincidente mas
o rnenos con ellugar de la actual bifurcaci6n de las Cordilleras Central y Oriental, dando paso asl a la acumulaci6n, a veces acelerada, de sedimentos continentales
molasicos con aportes preferenciales de la Cordillera
Central (Mojica & Bayer,1987). Butler (1983) se refiere a
estos depositos como
"molasa sinorogimica"
(Grupo
Gualanday)
y "sedimentos motesicos no-marinos de la
sucesi6n ne6gena " (Formaci6n Barzalosa - 0 La Cira -,
Grupo Honda y Formaci6n La Mesa).
- A finales del Terciario Medio y durante el Terciario
Tardio, el levantamiento de las cordilleras alcanz6 su
maxima intensidad, generando el Sistema de Fallas de
Chusma-Girardot en primer lugar, y luego el Sistema de
Garz6n, 10 cual ocasiona cabalgamientos
acentuados
que exponen el z6calo (Grupo Cajamarca, Macizo de
Garz6n, Macizo de La Plata) y el Paleoz6ico (Formaciones EI Higado, Ellman
y Aguas Calientes) en los
bordes de las cordilleras, quedando concentrados
el
Mesozoico y el Cenozoico hacia el centro de la depresi6n (Mojica & Bayer, 1987; Butler & Schamel, 1987).
- Vulcanismo calcoalcalino
que se inicia desde el
Mioceno (Van Houten & Travis, 1968; Kroonenberq &
Diederix, 1982). La principal fase de plegamiento se
lIev6 a cabo a finales del Plioceno, cuando la Cordillera
Oriental estaba levantada, perc menos que a la altura
actual (Kroonenberg & Diederix, 1982).
Algunos criterios que podrfan
compresiva serian los siguientes:
sustentar
la tect6nica
- Formaci6n del sistema cabalgante de Chusma-Girardot y de Garz6n-Suaza.
- A nivel regional, los estilolitos horizontales conocidos en las rocas cretacicas de la Cordillera Oriental, y
que sequn Mojica (1985) fueron generados por fuerzas
compresivas con direcci6n preferencial NW-SE, durante
eventos deformativos tempranos de la Orogenia Andina,
o sea, aquellos acaecidos durante el Eoceno Medio a
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Mojica & Franco: Valle Medio y Superior del Magdalena
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Mojica & Franco: Valle Medio y Superior del Magdalena
Tardio.
- En los valles de los rlos de La Plata y Paez, se han
evidenciado desplazamientos
recientes de la Falla de
Chusma sabre depositos cuaternarios y conos aluviales, 10 que permite comprobar que esfuerzos com presivos siguen actuando hasta hoy (Paris et al., 1989;
Maldonado & Mantilla, 1989).
- La actividad reciente de la Falla de lbaque, que ha
desplazado secuencias sedimentarias holocenas.
La Fig. 14.a resume, en rasgos generales
compresiva, la evolucion toctonica del VSM.
la tectonica
3. VALLE MEDIO DEL MAGDALENA
EI VMM se localiza entre las Cordilleras Central y
Oriental, y esta limitado al norte par la Falla de Bucaramanga, en cercanfas de la poblacion de EI Banco, y al
sur par la Falla de Cambao, en inmediaciones de Jerusalen, EI VMM cubre un area de 28.300 kilometres
cuadrados; su altitud, a nivel del Rio Magdalena, fluctUa
entre 150 m y 50 m.s.n.m. aproximadamente. EI VMM es
bien estrecho al norte y sur de Honda, pera se ensancha
bastante entre La Dorada y EI Banco.
Desde el punta de vista geologico, se trata de una
cuenca intracordillerana basculada hacia el oriente, can
tendencia homoclinal (Figs. 12 y 13), perturbada par
algunos pliegues y fallas (Perez & Valencia, 1977). EI
espesor de sedimentos promedio es de 8.500 m. La
nomenclatura sstratiqrafica que se usa cornunrnente en
el sector meridional del VMM, es decir en la subcuenca
de Honda, es la misma usada para el VSM. Sin embargo
en los tercios central y septentrional,
aparecen unidades sstratiqraficas
bien diferentes de las conocidas
en el VSM, y que exigen par 10 tanto una nomenclatura
aparte, sequn se muestra en la Fig. 4.
Par otro lado, es preciso mencionar aqui que la
informacion geologica publicada sabre el VMM no es tan
abundante como para el VSM; par 10 tanto, para la redaccion de los capitulos siguientes nos hemos ten ida que
basar en los trabajos de Olson (1954), Morales (1958),
Julivert (1961a, b), Taborda (1965), Bueno (1971), los
informes de Perez & Valencia (1977), Velandia & Aguilera (1977), Acosta & Obando (1984), y los mapas del
Servicio GeolOgico Nacional (1966a, b).
/.
3.1 Estructura
EI VMM constituye una depresion tectonica asirnetrica
can dos rnarqenes bien diferentes.
Asl, al occidente se
tiene un borde pasivo, instalado en parte sabre materiales de la Cordillera Central, y que se caracteriza par
una geometria monoclinal, can notables truncaciones de
las formaciones cretacicas, que desaparecen en direccion a la cordillera bajo un progresivo recubrimiento ("on
lap") de los sedimentos terciarios, que buzan preferencialmente hacia el oriente, pero can algunas interrupciones causadas par flexuras y fallas (Taborda, 1965).
Par el contrario, hacia la Cordillera Oriental la defor-
56
rnacion se incrementa de manera continua y se pasa a
un complicado margen compresional (Martinez et al.,
1989).
Visto en detalle, elVMM
exhibe cuatro importantes
grupas de estructuras (v. Fig. 6 Y Tabla 2):
1. Unas serie de pares anticlinal-sinclinal,
asimetricos
yen-echelon
a 10 largo del borde occidental de la
Cordillera Oriental, al sur de Bucaramanga (ESRI, 1986).
Los estilos de estas estructuras cabalgantes son similares a las del VSM, observandose una cadena plegada
cabalgante can vergencia al W, de edad miocena,
conformada
por los Sistemas de Fallas de Honda,
Cam bras, Bituima y La Salina, los cuales producen antic1inales en rampa ( Fig. 11, corte NN'), abanicos imbricados frontales (Fig. 11, cortes MM' y NN'; Fig. 12, corte
QQ'; Fig. 13, corte WW') y fallas ciegas (Fig. 11, cortes
MM' y NN'; Fig. 13, corte Tl"). Los intervalos de despegue se encuentran en el sur en los Grupos Guaduas,
Gualanday (Fig. 11, corte MM'); en el norte en las formaciones La Luna y Umir (Fig. 13, corte IT').
2. Una megafalla de rumba sinestral (Falla de Bucaramanga), a la que se asocian pliegues cabalgantes marginales ( ESRI, 1986).
3. Un juego de fallas norm ales, poco espaciadas, can
sus bloques orientales hundidos, a 10 largo del borde
oriental de la Cordillera Central. Estas fallas pueden
tener un componente importante de movimiento dextral
y ser antitsticas de la Falla de Bucaramanga
(ESRI,
1986). A este grupo corresponden,
par ejemplo, las
fallas de Casabe, Cimitarra y Cantagallo.
4. Un conjunto de fallas transcurrentes menores que
se aprecian clara mente en algunas areas como las de
Open y Las Monas (Fig. 6), que sequn Bartok (1983) y
Asamera (1985, en Govea & Aguilera, 1986) son consecuencia del rejuvenecimiento de antiguas lallas de basamento con direccion preferencial NW-SE. Este fallamiento transcurrente puede ser la causa de los cam bios
de orientacion observados en la cadena plegada
y
cabalgante
Las perforaciones
hasta ahara realizadas indican que
en el subsuelo el Cretacico es cada vez mas antiguo en
sentido E-W, de manera que el Cretacico Superior esta
restringido a la parte mas oriental del VMM; sobre las
rocas anteriores y aun sobre racas del Grupo Giron reposan discordantemente
unidades terciarias del Eoceno
hasta el Plioceno, que se acufian hacia el occidente
(Velandia et al., 1977). EI Cretacico discordante bajo el
Terciario, buza al oeste, 10 cual sugiere una tendencia
de elevacion del basamento hacia el oriente, manifiesta
aun desde el Crstacico (Velandia et al , 1977).
Es de notar que en el sector sureste del VMM, el
desplazamiento de las fallas (Bituima, Cambao, Honda)
decrece notoriamente de este a oeste (Fig. 11, corte
MM'); a estas lallas se asocian otras menores que, de
otra parte,
lIegan a cont irrnar sistemas;
los tres
sistemas principales guardan una estrecha relacion con
la distribucion de los sedimentos postpaleocenos.
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Mojica & Franco: Valle Medio y Superior del Magdalena
la Falla de Bituima marca el limite oriental de los afloramientos de la Formaci6n Hoy6n y del Grupo Gualanday;
la Falla de Cambao sirve de limite oriental a los afloramientos de la Formaci6n Honda; y, a su vez, la Falla de
Honda constituye el limite oriental de los sedimentos de
la Formaci6n Mesa (Acosta & Obando, 1984; Mojica et
al., 1989).
3.2 Evoluci6n Tect6nica
AI igual que el VSM, el VMM side afectado por eventos
tectonicos distensivos y compresivos.
Los eventos distensivos comprenden un lapse pro tongado, con algunas interrupciones,
entre el Triasico
Tardfo(?) y el Crstacico Superior. En un principio se
forma un graben supracontinental, bordeado por paleofallas normales, con subsidencia por causa de una tect6nica de bloques (Fabre, 1983), que permite la acumulaci6n de los sedimentos continentales de las Formaciones Bocas, Jordan, Gir6n y Los Santos. Luego, a
comienzos del Cretacico, y por el mismo mecanisme de
distensi6n y fallamiento normal, se lIeva a cabo una
transgresi6n
general que dura hasta principios del
Terciario. La regresi6n esta marcada por la depositaci6n
de la Formaci6n Lisama.
Durante la fase distensiva, ocurre algun vulcanismo,
representado por intrusiones intermedias y basicas, asl
como intercalaciones
piroclasticas
en la Formaci6n
Jordan; de p6rfidos daclticos que corlan la Formaci6n
Tambor (Fabre, 1983).
La fase de tect6nica compresiva se inici6 en el Paleoceno y sigue etectuandose
en la actualidad. Segun
Morales (1958) la depresi6n misma del VMM habrfa
comenzado a ocurrir a finales del Cretaceo, y hasta el
Mioceno habria tom ado su forma actual.
A mediados del Paleoceno Medio ocurre el levantamiento del macizo de Santander-Floresta.
Durante esta
fase, en las zonas anticlinales formadas, la erosi6n remueve gran parte de la secuencia cretacica, mientras
que la sedimentaci6n y la subsidencia prosiguen en las
zonas sinclinales, de forma mas 0 menos continua (Juliveri, 1961 a y b). Desde el Eoceno hasta el Mioceno se
depositan las Formaciones La Paz, Esmeraldas, Mugrosa y Colorado en ambientes continentales. Durante el
Mioceno Media a Tardio, irrumpe una fase de compresi6n mayor y los sedimentos hasta entonces dep6sitados son plegados y fallados. Es as! como se forma,
durante esta epoca, la cadena plegada cabalgante can
vergencia al W (Fabre, 1983). Las paleofallas normales
del z6calo formadas en la fase distensiva, son reactivadas como fallas inversas durante el Mioceno y Plioceno, puesto que representaban
pianos de debilidad
preferenciales
a 10 largo de los cuales la Cordillera
Oriental pudo cabalgar hacia el occidente (Fabre, 1983).
Durante el Mioceno Tardio-Plio-Pleistoceno
se deposita
la ultima secuencia rnolasica representada par el Grupo
Real, el Grupo Mesa y dep6sitos recientes, los cuales
se observan poco a nada deform ados.
La Fig. 14 b muestra de una manera generalizada, el
60
desarrollo estructural del extrema meridional del VMM
durante la fase compresiva que, como ya se dijo,
deform6 esencialmente la mitad oriental, en tanto que la
occidental pudo permanecer inactiva 0 inc61ume al fallamiento/plegamiento,
sin que sea claro, por ahora, el
mecanisme que pudo condicionar tal comportamiento.
Como puede apreciarse en las Figs. 6, 12 Y 13, en el
VMM el limite entre el ambito activo y compresional
oriental y la faja pasiva occidental coincide bien con el
trazo del Sistema de Fallas de Oambao-Cambras, en el
sur, y de Belta-Infantas, en el norte, 10 cual sugiere que
estas fracturas y sus raices orientales, 0 sea las fallas
de Bituima y de Salinas, son la expresi6n superficial de
megafracturas que interesan profundamente la corteza
y que involucran cambios drasticos del ipo de z6calo y
por ende de su comportamiento
mscanico y el de la
cobertera suprayacente.
De otra parte, la inspecci6n de los cortes geol6gicos
mostrados en las Figs. 12 y 13 permite constatar que el
fallamiento normal caracterfstico de la mitad occidental
del VMM es de dos tipos:
a) Uno muy joven que afecta en su totalidad la cobertera, desde las formaciones
mas altas del Terciario
(Grupos Mesa y Real), hasta, por 10 menos, las unidades cretacicas que las subyacen en fuerte discordancia angular; se trata, entonces, de fracturas pleistocenas a recientes.
b) Otro, al parecer dirigido con alguna preferencia
hacia el occidente, entre ligeramente anterior y hasta
conternporaneo con la sedimentaci6n del Grupo Chorro,
que causa su fosilizaci6n.
De acuerdo con 10 anterior y
con las edades indicadas en la Fig. 3, se trata de movimientos distensivos, aproximadamente Eocenos.
Asl, pues, se podrla concluir que la fracturaci6n de
tipo normal que afecta la mitad oeste del VMM no ha sido
continua, sino que debe referirse ados eventos principales, uno a comienzos del Terciario y otro a finales del
mismo.
Par 10anterior, y desde el punta de vista de la prospecci6n de hidrocarburos, es claro que en el VSM y en el
costado oriental del VMM las trampas son ante todo de
tipo estructural, en tanto que en el costado occidental
del VMM estas han de ser mas de tipo combinado,
estratiqrafico-estructural,
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