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. 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