Víctor Caballero1, Mauricio Parra2, Andrés Roberto Mora Bohorquez3.
1 Universidad Industrial de Santander, Escuela de Geología, Bucaramanga- Colombia. vicaballero@gmail.com.
2Universidad de Texas, Austin, EEUU, mparra@jsg.utexas.edu
3Instituto Colombiano del Petróleo ICP-ECOPETROL, andres.mora@ecopetrol.com.co
Asociada a la formación de los Andes de Colombia, la actual cuenca del Valle Medio del Magdalena resulta de la fragmentación de una ancestral cuenca de antepais asociada a la Cordillera Central y ahora al levantamiento por inversión tectónica de la Cordillera Oriental. Con el fin de establecer la temporalidad del levantamiento se estudió la distribución de facies sedimentarias, paleocorrientes y petrografía en las unidades cenozoicas del sector E de la cuenca. Se identificó un cambio en la dirección de paleocorrientes de direcciones hacia el N NE y E SE en las Formaciones La Paz y Esmeraldas a direcciones W NW en la formación Mugrosa, las cuales se mantienen en las unidades suprayacentes. Los datos de proveniencia indican una fuente de sedimento para La Paz y Esmeraldas proveniente de la Cordillera Central, otra para Mugrosa y Colorado de la Cordillera Oriental y ambas para Formación Real. Los anteriores análisis de información primaria de afloramientos permiten proponer el inicio del levantamiento de la Cordillera Oriental durante el Eoceno tardío - Oligoceno temprano. Basados en estas evidencias se puede inferir la deformación y configuración de trampas de petróleo al menos desde el Eoceno en la Cuenca Valle Medio del Magdalena de Colombia.
Palabras Claves: Colombia, Análisis de cuencas, Paleocorrientes, Distribución de facies, Proveniencia de sedimento, Cordillera Oriental, Colombia, Conteo de clastos, Cordillera Central.
Associated to the Colombian Andes uplift, the present day Middle Magdalena Valley Basin resulted from the fragmentation of an ancestral foreland basin associated first to the Central Cordillera and then to the uplift by tectonic inversion of the Oriental Cordillera. To constrain the initial uplift of the Oriental Cordillera a study of paleocurrent directions, sediment provenance and facies distribution on the Cenozoic units of the E part of the Middle Magdalena Valley Basin was conducted. A drastic change in the paleocurrent directions was founded from N NE and E SE in the La Paz and Esmeraldas formations (late Eocene), toward W NW in the Mugrosa Formation (early Oligocene), which maintains in the overlying Neogene units. Petrography data indicates at least two sediment source areas, one contributing to the La Paz and Esmeraldas Formations, the other to the Mugrosa and Colorado Formations and both supplied sediment to the Real Formation. The analysis of all this outcrop data and information let us to propose an initial uplift of the Oriental Cordillera since the late Eocene to early Oligocene. From this finding we can infer deformation and oil trap configuration until at least the Eocene time in the Colombia Middle Magdalena Basin.
Keywords: Basin analysis, Paleocurrent analysis, Facies distribution, Sediment provenance, Oriental Cordillera, Central Cordillera, Colombia, Clast counting, Middle Magdalena Valley.
En márgenes convergentes, la carga tectónica que se genera por el cambio de espesor y levantamiento de un cinturón montañoso induce la flexura de la corteza y genera una depresión adyacente denominada cuenca de antepais (foreland basin). Allí se depositan los productos de la erosión de las rocas que se levantan y este relleno es la base para analizar la historia tecto-sedimentaria del orógeno y la cuenca (Jordan et al., 1988); Jordan, 1998. El análisis de proveniencia de sedimento el estudio de dirección de paleocorrientes y el análisis de la distribución de facies, son algunas de las herramientas más útiles para entender la temporalidad del levantamiento montañoso asociado al sistema sedimentario.
La Cordillera Oriental (COr.), de Colombia es un cinturón orogénico bivergente cuya fase principal de levantamiento ocurrió después del Mioceno medio (Van der Hammen, 1958; Cooper et al., 1995) mediante la reactivación e inversión tectónica de fallas normales de antiguas cuencas extensionales del Jurásico superior y Cretácico inferior (Colletta et al., 1990; Cooper et al., 1995; Mora et al., 2006). Sin embargo, episodios previos de deformación han sido documentados en varios sectores de la COr. Por ejemplo, estratos de crecimiento indican inicio de la deformación en el Anticlinorio de Villeta en el Eoceno medio a tardío (Gómez et al., 2003), Más al oriente, en el área del Macizo de Floresta datos termocronológicos y de proveniencia sustentan deformación Eocena asociada al movimiento inicial de la Falla de Soapaga (Parra et al., 2009b, Saylor et al., 2009), mientras que en el flanco oriental de la Cordillera, la exhumación asociada a la deformación contraccional inició por lo menos hace ~25 Ma (Parra et al., 2009a, Mora et al., 2010). En la parte norte del piedemonte occidental de la Cordillera Oriental, Gómez et al (2005) reporta estratos de crecimiento asociados al plegamiento inicial del Anticlinal de los Cobardes en rocas asignadas al Oligoceno tardío-Mioceno temprano. Sin embargo, recientes datos termocronológicos de dos fuentes independientes sugieren que la exhumación inicial asociada a tal plegamiento pudo haber empezado mucho antes, en el Paleoceno (Duddy, 2009; Parra et al., 2009c).
Como se puede apreciar existe un aparente conflicto entre los datos termocronológicos y la primera aparición de estratos de crecimiento, el inicio de la deformación y el inicio del levantamiento y no se cuentan con estudios directos en la roca, (donde reposa la evidencia directa para sustentar estos eventos de exhumación y deformación), como proveniencia de sedimento, distribución de facies y direcciones de paleocorrientes para esta parte de la Cuenca Valle Medio del Magdalena (CVM). En este trabajo se llevó a cabo el estudio detallado de la proveniencia y la distribución de facies sedimentarias el fin de entender la temporalidad inicial del levantamiento de la Cordillera Oriental. Se escogió el área del Sinclinal de Nuevo Mundo (SNM) (FIGURA 1) por presentar la mejor y más completa exposición de los estratos Paleógenos y Neógenos. El SNM es una estructura con cabeceo hacia el Norte de ~55 Km de largo por ~30 de ancho que hace parte de la (CVM), hacia de la margen occidental de la COr (FIGURA 1 y 2).
El levantamiento de 7185 m de columna estratigráfica, la cartografía de aproximadamente 1000 Km² en el área del SNM, 45 estaciones de conteo de clastos para proveniencia de sedimento, 44 secciones delgadas de arenitas, 52 estaciones de medición de paleocorrientes, permitió determinar la distribución espacial de facies de las unidades del Cenozoico, la proveniencia de sedimento mediante petrografía de conglomerados y arenitas y la dirección de las paleocorrientes con las cuales se pudo determinar el inicio de la exhumación de la Cordillera Oriental entre el Eoceno tardío y el Oligoceno temprano y deformación desde el Paleoceno.
Las rocas del basamento más antiguas en Colombia se clasifican de manera general en tres provincias geológicas diferentes: Oriental, Central y Occidental (Forero, 1990). La Provincia Central está delimitada por la Sutura del Borde Llanero al E y por la Sutura de Romeral al W, e incluye el basamento de las cordilleras Oriental y Central, parte SE del basamento de la Sierra Nevada de Santa Marta, basamento de la Serranía de Perijá y los Andes de Mérida (FIGURA 1).
De acuerdo al concepto de terrenos geológicos, la Provincia Central es un terreno generado durante el Proterozoico 1.1 Ga (Restrepo-Pace et al., 1997) y acrecionado a un bloque de terreno autóctono, el terreno oriental correspondiente al Escudo de la Guayana, a comienzos del Paleozoico (Touissaint, 1999). Se ha inferido que esta Provincia Central representa el Cinturón Orogénico Caledoniano en Suramérica, resultado de la colisión entre Norteamérica y Gondwana en el Silúrico tardío – Devónico temprano (Forero, 1990). La Provincia Central está compuesta de rocas metamórficas de alto grado como granulitas y neises del Precámbrico, rocas metamórficas del Paleozoico temprano como filitas, esquistos, cuarcitas y migmatitas y rocas plutónicas del Paleozoico y Mesozoico (Forero, 1990). Rocas sedimentarias marinas del Paleozoico superior recubren discordantemente las rocas metamórficas del Paleozoico inferior. Este terreno se acrecionó al bloque autóctono y fue afectado por un cinturón magmático en su borde occidental durante el Jurásico. Posteriormente eventos de rifting dieron lugar a depositación de sedimento en el Mesozoico y Cenozoico.
La Provincia Central incluye unidades litoestratigráficas definidas como el Neis de San Lucas, Neis de Bucaramanga, Grupos Cajamarca y Quetame, entre otros, y cuerpos ígneos intrusivos que son del Paleozoico temprano hacia el borde llanero, pero van siendo más jóvenes hacia el W a través de la Provincia Central (Forero, 1990).
La Provincia Oriental corresponde al basamento de rocas del Precámbrico a Paleozoico que pertenecen al Escudo de la Guayana ubicada bajo la cuenca de los Llanos y hacia el E; la Provincia Occidental incluye las terrenos oceánicos post-Jurásico del occidente de Colombia que incluyen el sector occidental de la Cordillera Central, la Cordillera Occidental y la Serranía de Baudó acrecionados al borde NW de Suramérica durante el Cretácico tardío a Paleoceno (Duque-Caro, 1990).
Entre el Triásico tardío y Jurásico medio las formaciones Jordán y Girón de la Cordillera Oriental (Navas, 1963), y Norean, Saldaña y Payandé, de la Cordillera Central (Butler y Schamel, 1988; Clavijo et al., 2008) fueron acumuladas durante un evento de rifting junto a volcanismo explosivo y depositación asociada a fallamiento normal en grabens elongados localizados en las actuales Cordillera Oriental, Cordillera Central y la Cuenca Valle Medio del Magdalena (Sarmiento-Rojas, 2001). Las anteriores unidades están cubiertas de sedimentos aluviales como arenitas, conglomerados cuarzosos, limolitas y arenitas rojas, y rocas piroclásticas y efusivas como tobas y riolitas. En la Cordillera Central, estas unidades fueron intruídas por cuerpos granitoides de magmatismo calcoalcalino durante el Jurásico Medio (Butler y Schamel, 1988; Clavijo et al., 2008). Las fallas normales de estas cuencas distensionales se reactivaron como fallas inversas durante el Cenozoico por deformación compresiva asociada con la inversión tectónica de la Cordillera Oriental (Cooper et al., 1995; Mora et al., 2006). En el Cretácico temprano, una rápida subsidencia asociada al rifting condujo a la depositación de potentes secuencias de rocas sedimentarias marinas, principalmente lodolitas, calizas y arenitas. Posteriormente, la subsidencia postrift facilitó la acumulación de calizas en el Cretácico temprano y cuarzoarenitas, shales, calizas, rocas de chert y algunas fosforitas en el Cretácico tardío. Esta depositación ocurrió en cuencas cretácicas interiores como la Cuenca de Bogotá, la cual se extendió hacia el sur por lo que hoy es la Cordillera Oriental y la CVM. Hacia el norte, la cuenca cretácea se dividió en dos: una oriental llamada Cuenca del Cocuy y otra rama hacia el occidente llamada Cuenca del Tablazo, separadas por el paleoalto del basamento de los Macizos de Floresta y Santander, y limitadas por fallas que hoy están invertidas (Etayo-Serna, 1968; Fabre, 1983; Sarmiento-Rojas, 2001; Sarmiento-Rojas et al., 2006). Entre otras, las unidades representativas de este evento que hoy afloran algunas en la Cordillera Central otras en la Cordillera Oriental como las formaciones Tambor, Rionegro, Rosablanca, Tibú Mercedes, Paja, Tablazo, Aguardiente, Simití, Brisas, Salto, La Luna, Cogollo, Capacho y Umir (FIGURA 2).
Durante el Maastrichtiano a Paleoceno, un evento de deformación compresiva asociada a acreción oblicua de corteza oceánica de la actual COcc, propagó la deformación hacia el norte y produjo acortamiento y levantamiento de la Cordillera Central (Cooper et al., 1995; Gómez et al., 2005). En el área del SNM, la sección superior de la Formación Lisama del Paleoceno, contiene sedimento producto del inicio de dicho levantamiento y registra el cambio de ambiente de acumulación marino a continental (Gómez et al., 2005; Nie, et al. 2009). El anterior evento compresivo estableció un estilo estructural predominantemente de cabalgamientos con vergencia al oriente y condujo a la formación de una extensa cuenca de antepais asociada a la Cordillera Central hasta el Escudo de la Guayana. En el Eoceno temprano a tardío las unidades sedimentarias se depositan bajo estas nuevas condiciones de cuenca de antepaís de ambiente predominantemente continental. Como producto de los eventos de levantamiento y erosión, se depositan la Formación La Paz del Eoceno Medio y la Formación Esmeraldas del Eoceno tardío – Oligoceno temprano (Córdoba et al., 2005), y formaciones Mugrosa y Colorado cuya área fuente se ha asignado a la Cordillera Central (Ecopetrol, 2001).
La inversión y levantamiento de la Cordillera Oriental (Colletta et al., 1990; Cooper et al., 1995; Mora et al., 2006), generó depósitos sintectónicos de facies aluviales que van desde ríos meándricos hasta abanicos aluviales (Morales, 1958). Las etapas finales del desarrollo de la cuenca se caracterizan por el depósito de sedimentos aluviales gruesogranulares y algunos volcanoclásticos correspondientes a la Fm Real (Mioceno medio a superior) y Formación Mesa (Plioceno) (Morales, 1958; Gómez et al., 2005).
Mediante trabajo de cartografía de ~ 1000 Km² en el Sinclinal de Nuevo Mundo se determinaron las variaciones laterales en espesor, la continuidad lateral y la geometría de las unidades litoestratigráficas y cambios faciales laterales en las unidades del Cenozoico. Se hicieron nueve transectas para levantamiento de columnas estratigráficas a escala 1:200 mediante el uso bastón de Jacob (FIGURA 2). Fueron levantados aproximadamente 2965 m de columna de la Formación Mugrosa, 2660 m de la Formación Colorado, 1822 m de la Formación Real, 580m de la Formación Esmeraldas/La Paz y 530 m de la Formación Lisama.
Fueron analizadas las asociaciones de litofacies (Miall, 1996) y sucesiones verticales de facies con el fin de definir ciclos de nivel base (Cross y Margaret, 1997; Ramón y Cross, 1997). Mediante perfiles geológicos de correlación occidente-oriente y norte-sur, se visualiza la distribución lateral de facies a través del SNM; estas correlaciones se facilitaron mediante el uso de los ciclos de nivel base y algunos horizontes de correlación identificados en el campo como horizontes de yeso en la Formación Mugrosa, Nivel fosilífero Los Corros en el flanco E del SNM (FIGURA 2).
Se realizaron 45 conteos de clastos en conglomerados de las formaciones La Paz, Mugrosa, Colorado y Real. En cada estación se contó un mínimo de 100 clastos usando una malla cuadrada de 10 x 10 cm. Los resultados se analizaron cuantitativamente por medio de modelamiento de proveniencia descrito por Graham et al. (1986), que es un modelamiento cuantitativo en el que se comparan las contribuciones hipotéticas de diferentes niveles corticales del área fuente, calculadas a partir de su espesor, con las proporciones obtenidas mediante el conteo de clastos, con el fin de identificar posibles causas de diferencias entre datos modelados y datos medidos.
Se elaboraron y analizaron 44 secciones delgadas de arenitas del área del Sinclinal de Nuevo Mundo. Las secciones delgadas fueron preparadas con métodos estándar en los laboratorios de ICP. Fueron analizaron 15 secciones de la Formación Mugrosa, 12 secciones de la Formación Colorado, 9 secciones de la Formación Real y 8 secciones de la Formación Esmeraldas y se clasificaron composicionalmente utilizando la clasificación mineralógica de arenitas (Folk, 1974).
Se realizaron 43 mediciones de paleocorrientes en las unidades La Paz, Esmeraldas, Mugrosa, Colorado y Real. Se utilizaron principalmente mediciones en estratificación cruzada en artesa, siguiendo la metodología definida por DeCelles et al., (1983) en la cual cada eje de artesa indicado es el producto de al menos 20 datos de limbos izquierdos y derechos de las artesas.
La fuente potencial de sedimento para los depósitos del Mesozoico y Cenozoico en Colombia han sido la CC, el Escudo de la Guayana y posteriormente la COr (Forero, 1990; Cooper et al., 1995; Gómez, 2001; Gómez et al., 2003; Gómez et al., 2005; Parra et al., 2009a). La Figura 1 muestra la distribución de areas potenciales de suministro de sedimento para las unidades del Cenozoico de la CVM. Entre las áreas fuente potenciales se incluyen la Cordillera Central y el Escudo de la Guayana para las unidades del Paleoceno y COr y CC para las unidades postPaleoceno como se comprobará en este estudio. En la CC actualmente son escasos los afloramientos de rocas cretácicas, lo que indica que ya fueron erosionadas y esta superficie de erosión se encuentra cubierta por sedimentos postEoceno (Cooper et al., 1995; Gómez et al., 2003; Gómez et al., 2005).
Para hallar el espesor mínimo aflorante necesario para realizar el modelamiento de proveniencia descrito por Graham et al. (1986), se tuvo en cuenta los espesores de niveles actuales duros de varias columnas estratigráficas de las unidades litológicas desde el Eoceno hasta el Precámbrico reportadas en la literatura geológica de Colombia los cuales a criterio de los autores tuvieron el potencial de producir clastos resistentes (Morales, 1958; Ward et al., 1973; Fabre, 1983; Etayo-Serna y Laverde, 1985; Butler y Schamel, 1988; Ujueta, 1992; Clavijo et al., 2008; Bogotá y Aluja, 1990). En trabajo de campo se calcularon de manera aproximada los espesores de afloramientos resistentes de las diferentes unidades que tienen potencial para producir clastos resistentes a la meteorización y transporte, en la COr y parcialmente en la CC, de acuerdo al conocimiento de los autores. (FIGURA 4).
En los conglomerados de las unidades estratigráficas del Cenozoico (Formación La Paz, Esmeraldas, Colorado y Grupo Real), estudiadas en este trabajo, se encontraron y contabilizaron clastos en las siguientes categorías denominadas "clastos indicadores de proveniencia" (Graham et al., 1986): cuarzo, chert, limolita y arenita roja, limolita y arenita clara, caliza, riolita y⁄o granito y clastos metamórficos de neis, filita y esquisto.
Roca fuente de clastos de cuarzo y rocas metamórficas: Los clastos metamórficos y de cuarzo de tamaño grava (2 a 25 cm) solo pueden derivarse en un primer ciclo sedimentario de venas o diques de cuarzo en las unidades metamórficas, o rocas metamórficas como cuarcitas; solo hay estos tipos de litología en las rocas del basamento tanto de la COr como en la CC, tales como las unidades Neis de Bucaramanga y Formación Silgará en el área de la COr, o Neis de San Lucas y/o Complejo Cajamarca de la CC. (Ward et al., 1973). En las rocas metamórficas de la CC se han reportado cuarcitas en “filitas y cuarcitas de Tapoa” y potencialmente existen diques y venas en las rocas ígneas de basamento.
Roca fuente de chert: Los clastos de tamaño grava de chert solo pueden provenir de unidades sedimentarias del Cretácico tales como las formaciones La Luna, Capacho y otras correlacionables que contienen chert, las cuales fueron depositadas en el mar del Cretácico (Erlich et al., 2000; Hedberg y Sass, 1937, Caballero y Sierra, 1991) los cuales contienen una rica fauna de foraminíferos, aunque clastos de chert de tamaño gránulo o guija muy fina pueden provenir del retrabajamiento de conglomerados más antiguos, como por ejemplo los clastos encontrados en la Formación Mugrosa los cuales en parte pueden provenir del retrabajamiento de los conglomerados de la Formación La Paz del Eoceno.
Roca fuente de clastos de arenita roja, limolita roja y también de granito y riolita: Los clastos de lechos rojos como limolita y arenita roja, riolita y granito potencialmente provienen de las rocas del Triásico y Jurásico, como las formaciones Jordán y Girón en la COr, y Norean, Saldaña y Payandé en la CC, así como de intrusiones félsicas triásico-jurásicas de estas unidades. Previamente ya se había propuesto que estas rocas del Triásico y Jurásico expuestas durante el levantamiento de la CC, suministraron sedimento de riolita y lechos rojos para los estratos conglomeráticos de la base de la Formación La Paz (Gómez et al., 2005, Ecopetrol, 2001).
Roca fuente de granitos y riolitas en la Cordillera Oriental incluyen el Grupo Plutónico de Santander donde se agrupan varios cuerpos ígneos como los Plutones de Páramo Rico, Granito de Pescadero, Cuarzomonzonita de la Corcova, de Santa Bárbara y muchos otros pequeños cuerpos intrusivos del Triásico (Ward et al., 1973).
Roca fuente de cuarzoarenita y limolita de color claro: Los clastos tamaño grava de limolita y cuarzoarenita blanca o amarilla potencialmente provienen de unidades de litología arenosa-limosa desde el Eoceno al Cretácico, como las formaciones Umir, Simití, Tablazo Tambor, Rionegro, Mirador, Aguardiente, Capacho y equivalentes.
Roca fuente de caliza: los clastos de tamaño grava de caliza solo pueden proceder de las unidades calcáreas que se presentan principalmente en el Cretácico como las formaciones La Luna, Salto, Simití, Tablazo, Paja, Rosablanca, Tibú Mercedes, Capacho y equivalentes. También se encuentran calizas en la Formación Diamante del Triásico y como conglomerados de caliza en la Formación Tiburón las cuales afloran al N de Bucaramanga (Ward et al., 1973). La anterior caracterización se utilizará más adelante después de describir la petrología de conglomerados con el fin de modelar la procedencia de las unidades del Cenozoico.
Durante el levantamiento de columnas estratigráficas y con base en la descripción textural y composicional, de estructuras sedimentarias y el contenido orgánico fueron identificadas 16 litofacies y 10 asociaciones de facies básicas (FIGURA 4) para las unidades Esmeraldas, Mugrosa, Colorado y Real (Caballero, 2010), las cuales constituyen el sustento para la interpretación de los sistemas de depositación (TABLA 2 y 3).
Formación la paz
A la base de la Formación La Paz se encuentra un nivel basal de conglomerados que varía de espesor y textura a través del SNM y marca la discordancia del Eoceno temprano (TABLA 4). Se trata de conglomerado de guijarros y guijas con clastos bien redondeados principalmente de cuarcita y chert y en mínima proporción arenitas cuarzosas y limolita roja, el cual reposa en discordancia erosiva sobre niveles de arcillolitas varicoloreadas de la Formación Lisama.
Encima del Conglomerado Basal, existe un nivel de lodolitas denominado el “Toro Shale”, identificado hacia el flanco W del SNM en la Sección 3 y 4 (FIGURA 2 y 5), es un nivel de limolitas silíceas gris claro con huellas de raíces y moteado morado oscuro, de extensión local descrito por Morales et al., (1958), que representa facies finas de planicie de inundación que fueron alteradas por procesos pedogenéticos y corresponde a la continuación de la Formación La Paz hacia el sector NW del SNM.
Sobre el flanco E del SNM se midieron 1090 m de la Fm La Paz (Mora et al., 2009f), hacia el extremo sur del SNM se presenta el mayor espesor de aproximadamente 1500 m, de acuerdo a la cartografía realizada; hacia el flanco W se calculan en el mapa unos 400 m en el sector del Pozo LSN2P y sigue disminuyendo gradualmente hacia el NW de tal forma que en la Vía de Bucaramanga a Barranca flanco W, se reduce únicamente al nivel basal de conglomerado de cuarzo de 1.5m, el Toro Shale y un nivel delgado de arenitas gruesas que en total miden unos 85 m. A partir de aquí, el Nivel de “Toro Shale” se puede seguir por fotogeología hacia el norte porque forma una cresta sobresaliente en el terreno y en la carretera que va de la quebrada Payoa hacia Riosucio (Sección 3 y 4, FIGURA 2 y 7).
Se puede ver que tanto el espesor como la textura de clastos en los conglomerados es mayor hacia el sur. Las direcciones de paleocorrientes medidas para esta unidad, indican dispersión de sedimento desde una fuente hacia el S y SW. La distribución de facies va de facies proximales fluviales de ríos trenzados con conglomerados a la base (asociaciones de facies F2-F7-F3, FIGURA 4), en el sector del extremo sur del SNM y facies finas fluviales y distales de limolitas como el Toro Shale y arenitas medias a finas (Facies F3-F7-F4-F5), hacia el N y NW (FIGURA 11). Verticalmente en el flanco E la Formación La Paz corresponde a tres ciclos granocrecientes, que no están representados en el flanco W..
De acuerdo con las características litofaciales, en donde predominan las arenas con estratificación cruzada en artesa, gradación normal, estructuras de erosión y relleno y abunda amalgamación de facies arenosas indicando poco espacio de acomodación y lavado de arenas con poca representación de depósitos lodosos o pedogenéticos de planicie se infiere, para la Formación La Paz, un ambiente sedimentario fluvial trenzado a meandriforme y hacia el sur facies proximales aluviales (TABLA 3).
Formación Esmeraldas
La Fm Esmeraldas está compuesta por intercalación de paquetes de capas de arenitas gris a gris verdoso de grano fino a medio con alto contenido de líticos y mica, gruesos niveles de arcillolitas. Las arcillolitas son varicoloreadas hacia el flanco E del SNM y grises oscuras con abundante materia orgánica (shales) hacia el flanco E del SNM donde también se intercalan localmente algunos paquetes de arenitas de grano medio a grueso en capas gruesas hasta 8 m de espesor. Los niveles arenosos de esta unidad presentan buena continuidad lateral (Caballero, 2010).
El contacto entre la Formación Esmeraldas y la suprayacente Formación Mugrosa es discordante, dicha discordancia es más notoria hacia el flanco occidental del Sinclinal de Nuevo Mundo en donde los estratos de Fm Esmeraldas tienen una aptitud de 80⁄32 y sobre esta los estratos de la Fm Mugrosa tienen una aptitud de 21⁄17 (FIGURA 6). Hacia el flanco E esta discordancia es menos notoria, el contacto entre las dos unidades es erosivo con un cambio textural, facial y composicional (Caballero, 2010) y la actitud de las capas en esta transición varía unos 5 a 10º en rumbo y entre 4 a 5º en buzamiento (FIGURA 5 y 7).
Mediante sensores remotos y cartografía se pudo establecer que la Formación Esmeraldas se adelgaza hacia el W pasando de 1255 m en el sector del río Sogamoso, a 780 m en el área del Pozo LSN-2P, y más al N pasa a 570 m en la Sección 4 (FIGURA 2). Hacia el flanco W el intervalo correspondiente presenta facies fluviales y lacustres (facies F3, F8, F5, FIGURA 4). Hacia el flanco E el intervalo correspondiente a esta unidad presenta facies de de ambiente fluvial a estuarino con influencia mareal (facies F9-F6-F5-F3, FIGURA 2,5,7).
El nivel fosilífero de Los Corros fue identificado solo en el flanco E del SNM (FIGURA 2), se trata de dos estratos de arenitas verde oliva de 30 a 60 cm de espesor con fósiles de tamaño milimétrico a centimétrico de gastrópodos y por lo menos dos niveles de shale negro con conchas de bivalvos y gastrópodos, hacia el norte del flanco E del SNM los fósiles son milimétricos. Este nivel se ubica unos 50 a 100 m por debajo del techo de la unidad (FIGURA 5 y 7, Caballero, 2010).
La abundancia de materia orgánica, fragmentos de madera y hojas, la presencia de estromatolitos de algas, conchas de gastrópodos y bivalvos de aguas salobres, así como, las dos direcciones de paleocorrientes, junto con las demás características litofaciales analizadas previamente indican que la Formación Esmeraldas se acumuló en ambiente fluvial a estuarino con influencia mareal (TABLA 3).
Formación Mugrosa
La Formación Mugrosa es una unidad predominantemente lodosa, compuesta de lodolitas varicoloreadas marrón rojizo, gris, amarillento, rojo, amarillo rojizo, en niveles métricos a decamétricos, con estratos de arenitas granulosas blancas limpias, en general no cementadas, con gradación normal y base conglomerática, en niveles métricos o centimétricos, la mayor parte están aisladas dentro de las lodolitas y con moderada continuidad lateral. No se identificó en el SNM el nivel fosilífero de Mugrosa reportado hacia el techo de esta unidad en la CVM.
En el flanco E del SNM tiene un espesor promedio de de 1330 m, esta unidad al norte presenta lodolitas de planicie fluvial y arenitas de complejo de desborde en sistemas meándricos (F7-F3, FIGURA 4) y hacia el sur arenitas de canal fluvial meándrico y de desborde de canal con intercalaciones de lodolitas arenosas de planicie y algunos estratos de conglomerados de guijas finas (F3-F5-F7-F2, TABLA 2). A 17 Km al W, en el flanco W del SNM, tiene espesor de solo 780 m y disminuye hacia el N hasta 570m; consiste de lodolitas varicoloreadas de planicie fluvial, arcillolitas lacustres, arenitas de complejo de desborde, arenitas de barra puntual fluvial meándrico y paleosuelos (F7-F8-F3 y F10). No se encuentro en el SNM el horizonte Mugrosa al tope de la Formación Mugrosa. El ambiente de depositación de la Formación Mugrosa fue de canales fluviales de tipo meandriforme y planicies de inundación secas a húmedas en alternancia de condiciones climática húmedas a áridas (TABLA 2).
Formación Colorado
La Formación Colorado Consiste de arenita marrón rojiza conglomerática y conglomerados marrón rojizos, lodolitas marrón rojizas y paleosuelos de calcretas con abundante costras y nódulos calcáreos. El contacto inferior es una discordancia erosiva; en la sección Marta el contacto se reconoce por un nivel arenitas marrones granulosas con cemento calcáreo y nódulos de Mn y encima un nivel de paleosuelo con costras calcáreas sobre arenitas y lodolitas moteadas de Mugrosa.
La Formación Colorado en el flanco E del SNM, alcanza un espesor de 1400 m, es un grupo de 3 ciclos principalmente granocrecientes y estratocrecientes que presenta hacia el N facies proximales y medias de abanico aluvial (asociaciones F2-F3, F1, F7-F10, FIGURA 4) y hacia el sur facies distales de abanico y fluviales de ríos trenzados (asociaciones F7-F10, F3-F4-F5 y F9). En el flanco W del SNM, a 10.5 Km, la unidad solo alcanza los 970 m de espesor y presenta facies fluviales de arenitas de canales trenzados a meandriformes, complejo de desborde (asociaciones F10, F4-F5) y niveles de paleosuelos calcáreos (FIGURA 8). No se encontró el horizonte fosilífero de La Cira al tope de la Formación Colorado, ni siquiera se encontraron shales grises u oscuros de este último horizonte.
La litofacies de conglomerado clastosoportado con estratificación horizontal e imbricación de clastos, arenitas con estratificación cruzada en artesa, arenas con superficies de erosión y relleno, paleosuelos de calcretas, arenas conglomeráticas de relleno de canales distributarios, canales trenzados y hacia el techo niveles muy gruesos de conglomerados matriz soportados masivos con arenitas conglomeráticas y lodolitas arenosas conglomeráticas, además de las características previamente analizadas indican que la Formación colorado fue depositada en ambiente de abanico aluvial proximal y medio que varía hasta facies distales de abanico y fluviales en clima árido (TABLA 2).
Formación Real
En este trabajo se levantó solamente la Formación Real Inferior (1100 m), del Grupo Real, el cual puede alcanzar los 3000 m. Sin embargo si se hizo la cartografía de toda la unidad (FIGURA 2). Su contacto con la infrayacente Fm Colorado es discordante erosivo con cambio en buzamientos de 35-40 grados en la Fm Colorado a 25-30 en la Fm Real, pero donde se pudo identificar mejor esta discordancia fue en el anticlinal de monas, donde la Formación Real cubre en discordancia a la Fm Mugrosa habiendo sido erosionada la Fm Colorado (FIGURA 9, Sección 6). La Formación Real Inferior es un grupo de 3 ciclos granocrecientes.
En el sector N del flanco E del SNM, sección 7, la Formación Real Inferior inicia con conglomerados matriz soportados de facies medias de abanico, arenitas fluviales trenzadas en facies medias aluviales y en menor proporción paleosuelos y lodolitas de planicie de inundación (F1, F3-F4, F7-F10, FIGURA 4). En el sector SW del flanco W del SNM, sección 4, predominan las arenitas de facies distales de abanico y arenitas fluviales de canales trenzados con escasos niveles lodosos y de paleosuelos (F3-F4, F7-F10). Al W, sección 6, se encuentran las facies de arenitas fluviales de canales trenzados y algunas lodolitas en la base y arenitas fluviales de barras puntuales en sistemas meandriformes, lodolitas de planicie fluvial y arcillas lacustres hacia el techo (F3-F4, F3-F8-F10, FIGURA 9).
La anterior información indica que la Formación Real inferior fue depositada en ambiente de abanico aluvial proximal y medio y varia lateralmente hacia facies de canales trenzadas, el paleoclima para esta unidad al parecer fue un clima húmedo con predominancia de la meteorización química con algunos periodos de clima árido (TABLA 2).
Fm Mesa
La Formación Mesa es una secuencia de gravas y arenas con algunos niveles de planicie de inundación. En este trabajo no se levantó sección de esta unidad pero si se cartografió parte de esta donde aflora en el SNM, hacia el flanco W se pudo observar que esta unidad se encuentra en posición vertical en cercanías del cabalgamiento de La Salina indicando que esta falla ha tenido actividad en el Plioceno.
En las secciones estratigráficas levantadas y descritas se observan las direcciones de paleocorrientes medidas (FIGURAS 6, 7, 8 y 9). Se midieron también en diferentes sectores en ambos flancos del SNM (FIGURA 10).
Se puede observar que paleocorrientes de las formaciones Lisama y La Paz van hacia el E, NE, SE lo que indica procedencia promedio del W, SW. Las paleocorrientes medidas en la Formación Esmeraldas muestran un patrón de dispersión bidireccional hacia el W y hacia el E. (FIGURAS 7,8 y 9). Esto concuerda parcialmente con estudios previos en lo que se reportan ejes de artesas en dirección NE tanto para la Formación La Paz como para la Formación Esmeraldas (Gómez et al., 2005).
Un cambio notable en la dirección de las paleocorrientes se registra en las rocas de la Formación Mugrosa, en las cuales el resultado de todas las mediciones indica un paleoflujo hacia el W y NW ubicando la fuente de sedimento hacia el E-SE. Desde esta edad depositación en adelante, las paleocorrientes indican que dicha fuente permaneció en posición E ya que las paleocorrientes en las formaciones Colorado y Real apuntan hacia el E primordialmente (FIGURA 10).
La distribución lateral de facies permite ubicar las áreas fuente de sedimento para las unidades del Eoceno - Mioceno en el área del Sinclinal de Nuevo Mundo (FIGURA 11). Los resultados del análisis y distribución litofacial para la Formación La Paz ilustran la acumulación de facies proximales hacia el S-SW del SNM y facies distales hacia el N-NE. La Formación Esmeraldas presenta facies lacustres a fluviales hacia el flanco W, mientras que en el flanco E del SNM las facies son más estuarinas, con influencia fluvial y mareal. En contraste, la Formación Mugrosa marca un cambio hacia facies fluviales de río meandriforme, siendo proximales hacia el flanco E, especialmente al SE, y dístales hacia el W-NW. La Formación Colorado por su parte presenta facies de abanico aluvial proximal al E-NE y dístales al W-SW. Finalmente, la Formación Real presenta facies proximales hacia el E-NE y distales hacia el W -SW, de forma similar a la anterior Formación Colorado.
La distribución vertical de facies deja ver que las formaciones La Paz y Esmeraldas conforman una secuencia granodecreciente con un máximo de inundación hacia el techo de la Formación Esmeraldas. La distribución vertical de facies en las formaciones Mugrosa, Colorado y Real muestran una secuencia granocreciente.
Los resultados del conteo de clastos se consignan en la TABLA 5 y 6 y en la FIGURA 12, y se discriminan a continuación de base a techo.
Formación La Paz: los conglomerados de esta unidad tienen fragmentos con tamaños entre guijas y guijarros y en el sector sur del SNM la textura puede alcanzar la categoría de cantos de hasta 30 cm. Todos los clastos de cuarzo en esta unidad sobresalen por ser bien redondeados lo que indica grandes distancias de transporte. Composicionalmente predominan los clastos de cuarzo y chert que representan entre el 75 al 80% del total de los clastos, esto indica alto grado de meteorización química o gran distancia de transporte que hizo desaparecer los clastos de litología débil.
También se identificaron clastos de arenitas y limolitas claras y limolitas y arenitas rojas en menor proporción. Los niveles de conglomerados más espesos, de hasta 24 metros en el nivel más basal de esta unidad, se observan hacia el sur del SNM donde también se presentan los clastos más gruesos. La textura y composición anteriormente descrita en los conglomerados de la Formación La Paz, solo puede producirse por erosión en rocas de basamento donde deben existir cuarcitas o gruesas venas de cuarzo y rocas sedimentarias de chert de buen espesor (TABLA 4).
Formación Esmeraldas: Esta unidad no presenta niveles conglomeráticos, sólo se encontraron algunos lentes muy delgados hacia la base muy cerca del contacto con la Formación La Paz.
Formación Mugrosa: los conglomerados de esta unidad presentan una textura de guijas muy finas a medias (5 a 15mm). Composicionalmente están compuestos de chert de color gris y amarillo y cuarzo lechoso. Una buena proporción de partículas de cuarzo y chert son bien redondeadas, posiblemente como resultado de más de un ciclo sedimentario (Folk, 1974), pero también se pudo observar en otros sectores, como en la parte sur del SNM, clastos angulares de chert y cuarzo, lo que indica fuentes de primer ciclo para estos fragmentos. También contiene fragmentos de limolitas silíceas y cuarzoarenitas claras en muy baja proporción; hacia el techo de esta unidad comienzan a aparecer mayor proporción de líticos sedimentarios de arenita y caliza (FIGURA 12); esta composición indica erosión y retrabajamiento de unidades sedimentarias previamente depositadas y unidades de litología calcárea.
Formación Colorado: Los conglomerados de esta unidad varían desde guijas a guijarros bien redondeados. Predomina la composición de arenitas y limolitas claras, arenitas y limolitas rojas y es la única unidad que contiene buena cantidad de clastos de caliza los cuales se observaron solo hacia la base. Hacia el techo de la unidad se observa un enriquecimiento en clastos metamórficos, de neises, filitas y esquistos, y fragmentos ígneos graníticos. La Formación Colorado es la unidad que mayor proporción de conglomerados presenta, estos son más abundantes y mejor desarrollados hacia la parte central y norte del flanco E del SNM, (FIGURA 12 y 14).
Formación Real: Los conglomerados de esta unidad son los de textura más gruesa que va desde guija a canto (3- 6.4 hasta 30cm). Esta unidad presenta la mayor diversidad en composición predominando los clastos ígneos de granito y riolita y los metamórficos de neis, filita, esquisto sobre los sedimentarios de chert, limolita, arenita roja y arenita y limolita clara. Se pudo observar que nuevamente vuelve a surgir el cuarzo como importante formador de los clastos. Hacia el techo de la unidad aumenta la proporción de clastos ígneos y volcánicos sobre los demás tipos, la fuente de este sedimento corresponde a rocas ígneas y metamórficas de basamento.
En las FIGURAS 12 y 14 se puede observar la variación estratigráfica en la composición de clastos en conglomerados de las formaciones Mugrosa, Colorado y Real en el Sinclinal de Nuevo Mundo; en todos los sectores se repite la misma secuencia de aparición de las litologías, es decir en la formación Mugrosa abundan chert y cuarzo, con algunas arenitas y limolita clara, esta es la principal composición también de las arenitas estudiadas en sección delgada. Hacia el techo de Mugrosa y base de la Formación Colorado se presenta un cambio la composición de clastos y abundan los de arenitas y limolitas claras, limolitas y arenitas rojas y calizas las cuales presentan un máximo hacia la parte baja de la formación Colorado. Hacia la parte media de esta unidad comienzan a aparecer clastos ígneos y metamórficos que se van haciando más abundantes hacia el techo de la Formación Colorado; La Fm Real se caracteriza por la aparición de alto contenido de clastos especialmente ígneos y metamórficos.
Los resultados de la petrografía de arenitas se muestran en la FIGURA 13. En el diagrama triangular de Folk (1974), la mayor parte de las muestras analizadas de la Formación Esmeraldas corresponden en la categoría de arcosa lítica a arcosa. Las arenitas de la Formación Esmeraldas se caracterizan por presentar tamaños de grano fino a medio, sólo esporádicamente gruesos. Presenta moderada a buena selección, granos subangulares a angulares, matriz moderada, poco cemento, pero en algunos sectores calcáreo, contenido de materia orgánica carbonosa (fragmentos de madera, hojas), de origen vegetal. En cuanto a composición se destaca la abundancia de cuarzo, feldespato, líticos metamórficos en mayor cantidad sobre los ígneos y sedimentarios y escasos granos de chert (Caballero, 2010). En la mayoría de los casos los líticos y feldespatos se encuentran alterados.
Todas las muestras analizadas de la Formación Mugrosa, en el diagrama triangular de Folk (1974), pertenecen a la categoría de sublitoarenitas. Las arenitas de la Formación Mugrosa se caracterizan por que su textura varía entre arenitas finas, medias, gruesas y muy gruesas, limpias y granulosas. Una característica textural importante es que las arenitas muestran una distribución bimodal con granos tamaño arena fina, media y gruesa angulares y granos muy gruesos a gránulos redondeados o angulares.
En general son moderada a mal seleccionadas, rara vez tienen cemento y predomina matriz arcillosa en moderada cantidad. En cuanto a composición predomina el cuarzo limpio, chert inalterado y líticos de cuarzoarenita; una característica del chert es que contiene moldes de foraminíferos rellenos de cuarzo o hematita los cuales se han observado en chert de la Formación La Luna y unidades equivalentes en afloramientos actuales en la Cordillera Oriental.
Las muestras analizadas de la Formación Colorado se encuentran entre subarcosa, sublitoarenita, litoarenita y litoarenita feldespática. Esta variación está relacionada con la posición estratigráfica de las muestras, siendo sublitoarenitas hacia la base, litoarenitas en la parte baja y media de la unidad, litoarenitas feldespáticas hacia el techo por el aumento del aporte de feldespato ígneo y clastos metamórficos y nuevamente sublitoarenitas hacia el contacto con la Formación Real. Las arenitas de la Formación Colorado presentan tamaño de grano variado desde fino hasta muy grueso, conglomerático, selección pobre u ocasionalmente moderada. En las litoarenitas los fragmentos líticos son principalmente de arenitas y calizas. Es común al inicio de esta unidad que las arenitas tengan matriz o cemento calcáreo. Composicionalmente, se caracteriza por la abundancia de líticos de origen sedimentario de arenitas y caliza hacia la base y parte media, y aparición de líticos ígneos y metamórficos hacia el techo.
Las arenitas de la Formación Real son arcosas líticas a arcosas, excepto dos muestras que corresponden a la categoría de sublitoarenitas y estratigráficamente están ubicadas hacia la base de la formación en la sección Uribe-Sabana, lo cual está de acuerdo con la composición de las arenitas del techo de la Formación Colorado. Estas arenitas presentan un amplio rango textural que incluye arena fina, media, gruesa, muy gruesa y conglomerática en la mayoría de los casos; esto hace que la selección de los granos sea muy pobre. En general los granos y clastos líticos son angulares a subangulares. Presenta matriz arcillosa en la mayoría de los casos, hacia el flanco W del SNM las arenitas cerca de la falla La Salina se presentan impregnadas de hidrocarburos. En cuanto a composición, las arenitas de la Formación Real contienen muchos fragmentos líticos de todos los tipos y un alto contenido de feldespato tanto potásicos como cálcicos (hasta 32%), que en la mayoría de los casos se presenta alterado. La matriz es producto de la alteración de este feldespato y de líticos ígneos que contienen mucho feldespato.
Las arenitas de la Formación Real se ubican en el mismo campo de composición a las de la Formación Esmeraldas (FIGURA 13), mientras que texturalmente difieren por el mayor tamaño de clastos y peor selección de las arenitas de la Formación Real con respecto a las de la Formación Esmeraldas, la composición de arenitas concuerda con lo observado en la petrografía de conglomerados y por tanto refuerza su interpretación (Caballero, 2010).
Siguiendo la metodología para modelamiento de proveniencia de Graham (1986) (Sección 3.2), para cada conteo de clastos se determinó la ventana de erosión definiendo las unidades estratigráficas del área fuente (Ver Sección Estratigrafía de áreas fuente), representadas en los conteos de clastos de conglomerados escogidos (eje x de las curvas FIGURA 14).
Para el modelamiento se escogieron algunos de los conteos de clastos realizados en la sección 7: Uribe-Sabana y tres conteos de clastos para la Formación La Paz, teniendo en cuenta que estuvieran a distancias regularmente espaciadas a lo largo de la columna estratigráfica (TABLA 5 y 6). Las curvas acumulativas de los resultados del modelamiento y su interpretación se ubican estratigráficamente en la sección generalizada del flanco E del SNM (FIGURA 14).
La información recolectada y analizada en este trabajo permite proponer una evolución Cuenca – Orógeno (CVM vs COr), y presentar, mediante evidencia de mediciones directas sobre la roca, los argumentos para constreñir el momento de levantamiento de la Cordillera Oriental en esta parte de la Cuenca Sedimentaria del Valle Medio del Magdalena (FIGURA 15, 16 y 17).
Eoceno medio a Oligoceno temprano
Varios autores han documentado el levantamiento de la Cordillera Central durante el Cretácico temprano a Eoceno Temprano mediante termocronología de huellas de fisión en zircones (Gómez et al., 2003, Parra et al., 2010) y en estudios compilatorios de paleogeografía (Villamil, 1999). Recientemente se ha establecido por medio de mediciones de paleocorrientes y distribución de facies que entre el Paleoceno inferior y Paleoceno superior ocurre un cambio en el área fuente de sedimento de proveniencia cratónica a proveniencia de la Cordillera Central en levantamiento (Moreno, et al., 2009; Caballero, 2010) (FIGURA 15a). El registro sedimentario cambia de una depositación marina durante el Maastrichtiano a continental o deltaica de la Formación Lisama del paleoceno inferior a aluvial en el Paleoceno superior. En este periodo el Anticlinal de los Cobardes estaba emergido de acuerdo a estudios recientes de termocronología (Parra et al., 2009; Duddy, 2009) y proveniencia sedimentaria (Bayona et al, 2009). Eoceno temprano es un periodo de erosión generalizada y generación de la discordancia del Eoceno temprano a medio.
La integración del análisis de facies, paleocorrientes, modelamiento de proveniencia de este estudio (FIGURA 10, 11, 12, 13 y 14), muestra que durante el Eoceno medio la fuente de sedimento para la Formación La Paz estuvo ubicada en una posición al sur o suroeste de la posición del Sinclinal de Nuevo Mundo. Era un área fuente con rocas del Cretácico (roca de chert y cuarzoarenitas), lechos rojos del Jurásico (limolitas), cuarzo de vena y cuarcita del basamento Paleozoico. Dicha fuente debe ser la Cordillera Central propiamente dicha o un alto topográfico cercano, como el paleoalto de Infantas ubicado hacia el S-SW de la posición actual del SNM (FIGURA 15b, 17).
Para Eoceno medio a Eoceno tardío, ocurre la depositación de la Formación Esmeraldas; la petrografía de arenitas indica que la fuente de sedimento sigue siendo de alto contenido en rocas metamórficas e ígneas; en esta unidad se identifica facies fluviales y estuarinas al W y E respectivamente, la bidireccionalidad en la dispersión de sedimento podría indicar áreas fuente ubicadas tanto hacia el E como hacia el W; es decir procedencia simultánea de ambas fuentes, la Cordillera Central y la Cordillera Oriental (anticlinal de Los Cobardes), sinembargo también es probable que se trate de una bidireccionalidad heredada del ambiente de sedimentación que se determinó como fluvial a estuarino con influencia mareal (FIGURA 15c).
El adelgazamiento de la Formación la Paz y Esmeraldas hacia el N, NW en el SNM indica que corresponden a estratos de crecimiento ya que simultáneamente con el depósito de estas unidades se presentó deformación y generación de estructuras como el anticlinal de Lisama, es decir que el adelgazamiento sinsedimentario estaba siendo generado por crecimiento de una estructura anticlinal hacia el W, limitando la cuenca en esa dirección. Lo anterior indica etapas iniciales de la deformación en el flanco W de la Cordillera Oriental durante la depositación de estas unidades, es decir Eoceno medio y tardío.
Estudios que están en ejecución han determinado, mediante huellas de fisión en apatitos, que el Anticlinal de Los Cobardes, al E del SNM, comienza su deformación y exhumación inducida por cabalgamiento desde antes del depósito de las formaciones La Paz y Esmeraldas, es decir, desde el Paleoceno (60 Ma), (Parra, 2010). Sin embargo el hecho de que la procedencia de sedimento para los depósitos del Eoceno sea del S o SW como lo indican las paleocorrientes y distribución de facies de estas unidades, indica que, o bien la topografía en el área de Los Cobardes era insuficiente para generar un sistema de drenaje hacia el occidente, hacia la posición actual del Sinclinal de Nuevo Mundo, o bien que dicha área, a pesar de haber estado siendo erosionada en el Paleoceno, fue un área de depósito durante el Eoceno.
Eoceno medio a Oligoceno temprano
La integración de los análisis de distribución de facies, direcciones de paleocorrientes y proveniencia de sedimento muestran que, entre el Oligoceno tardío y en el Mioceno temprano, la fuente de sedimento para las formaciones Mugrosa y Colorado estuvo ubicada en una posición SE y E de la posición del Sinclinal de Nuevo Mundo, es decir, hacia sectores de la Cordillera Oriental.
Los resultados de petrografía de conglomerados y arenitas y modelamiento de proveniencia indican que la ventana de erosión para la Formación Mugrosa incluye las rocas desde el Eoceno al Cretácico superior (FIGURA 14 15d y 16a). El alto contenido de chert y cuarzo en las arenitas de la Formación Mugrosa, el tamaño fino de las guijas y la forma bien redondeada de un alto porcentaje de fragmentos de gravas indica retrabajamiento del chert y cuarzo de unidades anteriores como la Formación La Paz, pero también contribución de unidades con alto contenido de chert como la Formación La Luna y unidades equivalentes en edad que afloran en la COr.
Los datos petrográficos en conglomerados y arenitas y modelamiento de proveniencia de la Formación Colorado indican exhumación completa en la Cordillera Oriental ya que la erosión alcanza niveles de caliza del Cretácico, lechos rojos del Triásico – Jurásico y hacia el techo de la unidad también se encuentra clastos ígneos graníticos y clastos de rocas metamórficas del basamento. Estos clastos del basamento aumentan en proporción en los conglomerados cuanto más hacia el techo de la Formación Colorado.
Sin embargo, no se puede descartar que la fuente de parte de los clastos ígneos pueda provenir de la Cordillera Central, puesto que datos termocronológicos conocidos en la Cordillera Oriental sugieren esta hipótesis (Mora et al., 2010, Parra et al., 2009a).
El adelgazamiento hacia el W de las formaciones Mugrosa y Colorado, indica que al igual que en el Eoceno tardío-Oligoceno temprano, el depósito de estas unidades ocurrió como una cuña sintectónica que se adelgaza hacia el W debido al crecimiento de los anticlinales de Lisama y Provincia y erosión al E debida a plegamiento, y como consecuencia levantamiento, por propagación de falla del Anticlinal de Los Cobardes al E.
Mioceno medio – Mioceno tardío
En este trabajo se describió y analizó sólo el Grupo Real inferior. Los datos de paleocorrientes y proveniencia indican que la fuente de sedimento para esa unidad sigue ubicándose al E, en la Cordillera Oriental. La Formación Real Inferior según la petrografía de arenitas y conglomerados contiene clastos de todos los tipos de rocas, metamórficas, ígneas graníticas, riolíticas, arenitas y el contenido de cuarzo sobresale nuevamente lo que indica fuente de rocas del basamento; las direcciones de paleocorrientes limita la ubicación de la fuente en la Cordillera Oriental. Sin embargo, hacia el techo de la sección, formaciones Real Medio y Superior, se encuentran niveles de tobas que datan de 6.2 a 7 Ma y que provienen de volcanismo en la Cordillera Central (Gómez, et al., 2005).
Plioceno
Durante el Plioceno, se deposita la Formación Mesa a la vez que ocurre el fallamiento fuera de secuencia y cabalgamiento del SNM sobre los anticlinales de Lisama y provincia ya formados lo que también ayuda a generar el anticlinal de Monas (FIGURA 16c).
Basado en trabajo de campo de medición de paleocorrientes, conteo de clastos, petrografía de arenitas, análisis de proveniencia y distribución de facies tanto vertical como horizontal se encontró que la Formación La Paz y la Formación Esmeraldas representan el registro sedimentario producto de la erosión del basamento Paleozoico y rocas del Mesozoico de la Cordillera Central con área fuente ubicada hacia el W-SW de la posición del Sinclinal de Nuevo Mundo; esta fuente pudo ser la Cordillera Central ó un paleoalto de basamento de la Cordillera Central como el paleoalto de Infantas.
La Formación Mugrosa, Formación Colorado y Formación Real representan el registro sedimentario producto de la erosión de basamento Paleozoico y rocas del Mesozoico y Eoceno de la Cordillera Oriental de Colombia; en esta secuencia se encuentra registrado el levantamiento de la Cordillera Oriental en esta parte de la Cuenca Valle Medio del Magdalena.
De acuerdo con la evidencia del registro sedimentario, presentada en este trabajo, la Cordillera Oriental de Colombia comienza a exhumarse y erosionarse desde la depositación de los sedimentos de la Formación Mugrosa, por lo menos a partir del Eoceno tardío – Oligoceno temprano. Sin embargo la deformación comienza en el Paleoceno con estructuras como el Anticlinal de Lisama.
Algunos estudios de trazas de fisión indican que el levantamiento pudo haber iniciado en el Paleoceno pero no hay depósitos que así lo indiquen, posiblemente debido a que el Anticlinal de Los Cobardes es un alto que presenta levantamiento intermitente y en el Eoceno no tenia topografía suficiente para generar una red de drenaje y aportar sedimento a la cuenca.
La proveniencia del sedimento de la Formación Real inferior del Grupo Real contiene sedimento proveniente del basamento de la Cordillera Oriental pero es posible que parte del sedimento de litología ígnea volcánica y plutónica de la unidad superior provenga de la Cordillera Central o paleoaltos de basamento de esta, de acuerdo a datos de termocronología, que se están analizando en este momento.
El autor quiere agradecer al Instituto Colombiano del Petróleo y la Universidad Industrial de Santander por el soporte económico dado para la realización de este trabajo a través del convenio de cooperación 02 de 2008, mis más sinceros agradecimientos a Andrés Mora, Jorge Pinto por toda su colaboración.
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Trabajo recibido: Abril 16 de 2010
Trabajo aceptado: Junio 22 de 2010