Luis Carlos Mantilla F.¹; Hernando Mendoza F.¹; Thomas Bissig²; Hart Craig²

¹Universidad Industrial de Santander, UIS. AA. 674. Bucaramanga (Santander, Colombia). lcmantil@uis.edu.co
²Mineral Deposit Research Unit (MDRU). Department of Earth and Ocean Sciences. The University of British Columbia. Vancouver. Canada.

En el distrito Minero de Vetas-California (DMVC) afloran rocas ígneas tanto de textura porfirítica-afanítica, como de textura porfirítica-fanerítica, relacionadas con el evento magmático más reciente conocido hasta el momento para el Macizo de Santander, de edad Mioceno. Estas rocas, al parecer se confinan hacia las zonas de influencia de fallas NNW (similares en su dirección a la Falla Bucaramanga-Santa Marta) y un sistema de fallas NE. Las rocas con textura porfirítica-fanerítica y de composiciones entre cuarzomonzodioritas y granodioritas, por ahora solo han sido observadas al Éste del área de estudio, mientras que las rocas de textura porfirítica-afanítica, de composiciones entre andesitas porfiríticas y riodacitas porfiríticas, son más frecuentes al Oeste. Dos tipos de rocas datadas en el presente estudio; una de variedad andesita porfirítica, localizada en el lado Oeste del área de estudio y otra de una granodiorita de textura porfirítica-fanerítica, localizada al Éste del área; arrojaron edades de 10.1±0.2 y 10.9±0.2 Ma, respectivamente (utilizando el método U-Pb en circones, mediante la técnica LA-MC-ICPMS: laser ablation multicollector inductively coupled plasma mass spectrometry). En este sentido, y apoyados en las aún limitadas edades conocidas, se infiere que este sector del Macizo de Santander fue afectado por un pulso ígneo de por lo menos 2.5 Ma de duración. La presencia de rocas ígneas de edad Mioceno afectadas por procesos de alteración hidrotermal y con estilos de mineralización epitermal y porfirítica, y la falta de evidencias de rocas ígneas más jóvenes que 8.4 Ma, permiten sugerir que en algún(os) momento(s) de la evolución del magmatismo Miocenico, pudieron tener lugar procesos magmático-hidrotermales asociados a eventos mineralizantes en el DMVC.

Palabras Claves: Distrito Minero Vetas-California (DMVC), Mioceno, Fallas, Edades U-Pb, Macizo de Santander.

In The Vetas-California Mining District (DMVC), igneous rocks with porphyritic-aphanitic and porphyritic-phaneritic textures crop out, which are related to the Miocene and most recent magmatic event known for the Santander Massif. The emplacement of these rocks is apparently controlled by the intersections of NNW faults (similar in direction to the Bucaramanga-Santa Marta fault) and the NE fault systems. Porphyritic-phaneritic quartz’ monzodiorites and granodiorite rocks are confined to the eastern part of the studied area; meanwhile the porphyritic-aphanitic andesite and rhyodacitic rocks are confined to the western part. The two types of igneous rocks dated in this study; a porphyritic andesite variety (located to the western part of the studied area) and a granodiorite with prophyritic-phaneritic texture (located to the eastern part); yielded ages of 10.1 ± 0.2 and 10.9 ± 0.2 Ma, respectively (U-Pb method on zircons, using the LA-MC-ICPMS technique: laser ablation inductively coupled plasma multicollector mass spectrometry). These ages, together with previously published data, indicate that magmatic pulse lasted up to 2.5 Ma. The presence of Miocene igneous rocks affected by hydrothermal alteration and with epithermal and porphyry style mineralization, and the absence of igneous rocks younger than 8.4 m.y. (at least currently not known), allow to propose that during some time(s) of the Miocenic magmatic pulse,could take place magmatic-hydrothermal processes related to mineralizing events in the DMVC.

Keywords: Vetas-California Mining District, Miocene, Faults, U-Pb ages, Santander Massif.

La relación existente entre el emplazamiento de magmas en la corteza terrestre y su relación con la formación de determinados depósitos minerales (por ejemplo tipo pórfido y epitermal o intrusion-related), así como la presencia de magmas de composición andesítica a dacítica asociados a un ambiente de subducción (comúnmente emplazados en un momento de cambio tectónico o configuración transpresional), son hechos demostrados extensamente en la literatura científica (Richards, 2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003; Hart, 2007; Bissig y Tosdal, 2009; Sillitoe, 2010). En lo referente a los magmas hidratados (sean oxidados o reducidos), se conoce que éstos pueden generar diferentes estilos de mineralización a diferentes profundidades, y casi de manera simultánea (Goldfard et al., 2005; Hart, 2007; Sillitoe, 2010; Hedenquist, 2011). Por esta razón, frente al hallazgo de mineralizaciones formadas en ambiente relativamente someros (epitermales), se establece igualmente como prioridad identificar la roca ígnea fuente (por ejemplo: el sistema porfiritico asociado), la cual generalmente suele localizarse a mayor profundidad, o estar expuesta en superficie por procesos tectónicos. La motivación para identificar la roca ígnea fuente, no solo tiene razones científicas, sino que también tiene motivaciones económicas, debido a que en éstas rocas se suele presentar otros estilos de mineralización que pueden ser incluso más atractivos económicamente que sus manifestaciones coetáneas más someras.

La Cordillera Oriental de Colombia, y más concretamente el Macizo de Santander (MS), presenta mineralizaciones hidrotermales, especialmente de Au-Ag (Distrito Minero de Vetas-California-DMVC), consideradas como formadas en ambientes epitermales (Felder et al., 2005). Estas mineralizaciones, suelen estar hospedadas en una gran variedad de rocas, mayoritariamente metamórficas (de edad Pre-Devónico) e ígneas (de edades Mesozoicas y Cenozoicas). Las posibles rocas ígneas (y su localización) relacionadas en causa-efecto con éstas mineralizaciones epitermales, es algo que aún se desconoce. Por esta razón, el estudio de los diferentes pulsos ígneos (representados en sus diversas litologías ígneas), al menos de aquellos presentes en el DMVC, es un hecho que requiere una mayor atención, especialmente teniendo en cuenta su utilidad en futuros trabajos de búsqueda de nuevas áreas con potencial aurífero, al menos en el contexto del MS.

Con el objetivo de contribuir al conocimiento de las diversas litologías ígneas relacionadas con el pulso magmático de edad Mioceno (datado inicialmente por Mantilla et al., 2009), se presentan nuevas evidencias tanto de campo, como geocronológicas. Asimismo, se formulan unas posibles ideas sobre el control en la distribución espacial de éstas litologías, y su posible relación con la mineralización.

Con el propósito de reconocer e inventariar las diferentes litologías ígneas asociadas al pulso magmático del Mioceno, se realizaron varios recorridos por carreteables, caminos de herradura y quebradas del DMVC, en parte de la plancha topográfica 110-I-C, a escala 1:25.000 (según divisiones del Instituto Cartográfico Agustín Codazzi). Durante estos recorridos, y para reconocer preliminarmente éstas litologías, se tuvo en cuenta (a manera de patrón de referencia), la composición y la textura de las rocas porfiríticas de ésta edad, aflorantes en los sectores de Mongora y Hato Viejo (en Mantilla et al., 2009). Asimismo, para el reconocimiento de estas litologías Miocénicas (o sospechosas de estar asociadas a éste pulso magmático), se tuvo en cuenta cualquier posible variación composicional y textural, respecto a otras litologías ígneas presentes en el área, especialmente de aquellas reportadas como asociadas al evento Juratriásico (Goldsmith et al. 1971; Dörr et al., 1995). Evidentemente, las relaciones entre las diversas litologías en campo fue tenido en cuenta para establecer una temporalidad relativa entre rocas especialmente ígneas. Apoyados igualmente en ésta información de campo, se elaboró un esquema geológico preliminar del área de estudio, para sobre esta base contextualizar la distribución de éstas rocas Miocénicas.

Una vez finalizada la colección de muestras en campo y hecha su correspondiente documentación, se seleccionaron muestras de dos sectores; una por vía paralela a la quebrada La Baja y otra por la vía que comunica el Municipio de Vetas con el Mesetón; para su respectiva datación mediante U-Pb en circones. La datación de los circones estudiados, se realizó en el Arizona LaserChron Center de la Universidad de Arizona (Tucson, AZ, USA), utilizando un Espectrómetro de Masas con Multicolectores con Acoplamiento de Plasma Inducido (MC-ICP-MS), marca GVI Isoprobe, el cual a su vez esta acoplado a un sistema de ablación laser (marca New Wave Instruments and Lambda Physik).

Para la ablación de los circones (previamente colectados mediante la molienda de la roca y la concentración de los mismos), se utilizó un laser tipo DUV193 Excimer, el cual opera a una longitud de onda de 193 nm. El material obtenido de la ablación, es transportado con gas helio a la fuente de plasma. El espectrómetro, se encuentra configurado para analizar simultáneamente los isótopos de U, Th, y Pb. Todas las medidas se hacen en modo estático, usando detectores Faraday para ²³⁸U y ²³²Th, un canal para conteo de iones de ²⁰⁴Pb, y colectores Faraday para ^208-206Pb. El punto donde se realiza la ablación, tiene una profundidad de ~15 micrones y un diámetro de ~35 micrones. Por cada análisis, los errores en la determinación de las relaciones ²⁰⁶Pb/²³⁸U y ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, producen un error en la medida de ~1% (2-sigma). Una descripción más detallada entorno a las características de la instrumentación utilizada y los procesos de análisis y medición, se puede consultar en la siguiente página Web: http://www.geo.arizona.edu/alc/Analytical%20Methods.htm.

Las constantes de desintegración utilizadas son las reportadas en Steiger y Jäger (1977), la corrección de ²⁰⁴Pb se realiza utilizando el modelo de Stacey and Kramers (1975) y el programa usado para el tratamiento de los datos es el Isoplot/Ex, versión 2.49 (Ludwig, 2001).

Realizando un acercamiento desde una escala más regional a una escala más local, se hace necesario señalar que el área de estudio hace parte del Sistema Orogénico Andino, más específicamente de los Andes del Norte, del cual hacen parte los Andes Venezolanos (Andes de Mérida), los Andes Colombianos y Ecuatorianos (Gansser et al., 1977, Alemán y Ramos, 2000). En éste contexto de los Andes del Norte, se localiza el denominado Bloque de Maracaibo, el cual está limitado por las Fallas Bucaramanga-Santa Marta, Oca y Boconó (Tschanz et al., 1974; Van der Hilst y Mann, 1994). En un sector relativamente esquinero dentro de éste bloque, se localiza el Macizo de Santander y particularmente el DMVC (ver FIGURA 1). Tomando como referencia la Falla de Bucaramanga (con componente de rumbo y de gran importancia geológica), merece la pena mencionar igualmente la presencia de las fallas Sutará y Cucutilla (Royero y Clavijo, 2001), las cuales se consideran satélites de ésta y de alguna manera han debido afectar el desarrollo del DMVC.

Respecto a las litologías aflorantes, se reporta la presencia de rocas metamórficas agrupadas dentro del denominado Gneis de Bucaramanga. Asimismo, se reporta la presencia de unas litologías tonalíticas y granodioríticas, consideradas de edad Triásico y unas rocas cuarzomonzoníticas agrupadas dentro de un magmatismo indiferenciado de edad Juratriásico. De igual manera, hay presencia de rocas sedimentarias del Cretácico (Juliver, 1963 a y b; Goldsmith et al., 1971; Ward et al. 1973; Evans, 1977; Mendoza y Jaramillo, 1979; Ward et al., 1977; Dörr et al., 1995; Restrepo et al. 1997; García y Ríos, 1999; Royero y Vargas, 1999; Royero y Clavijo, 2001; Cordani et al. 2005). Respecto a la presencia de eventos post-Cretácicos en el área, Ward et al., (1973) hacen referencia a diques de pórfidos dacíticos en el área del hoy conocido DMVC y Galvis (1998), relaciona la existencia de una estructura anular de unos 9-10 km², la cual debió servir de canal para el ascenso de fundidos que formaron aquellos cuerpos porfiríticos reconocidos en el área de estudio. Por otro lado, estas rocas porfiríticas (post-Cretácicas), igualmente fueron reportadas durante los trabajos realizados en el marco de la Cooperación Técnica Colombo-Alemana (1998), y fueron consideradas por sus relaciones de campo, como de edad Terciara. Felder et al. (2005), relaciona igualmente estas litologías porfiríticas como asociadas a una actividad magmática del Terciario y las asocia con los procesos mineralizantes en el sector. Dataciones realizadas recientemente por Mantilla et al. (2009), en rocas riodacíticas porfiríticas aflorantes en la quebrada Mongora y la Vereda Hato Viejo, arrojaron edades entre 8.4 y 9.0 Ma (U-Pb en circones), lo cual ubicaría estas litologías temporalmente en el Mioceno.

Respecto a la edad de la Mineralización, desde los trabajos de Ward et al., (1973), se indica que la mineralización en el área de Vetas y California, debió ser incluso posterior a la formación de los diques porfiríticos, considerados por éstos autores como de edad post-Cretácico Inferior, por estar estos aparentemente afectados por la alteración hidrotermal y la mineralización. Mathur et al. (2003) reporta una edad Re-Os en piritas concentradas a partir de filones auríferos de las minas La Plata y El Volcán, localizadas en los Municipios de California y Vetas, respectivamente, sugiriendo que la mineralización aurífera debería estar relacionada con un pulso magmático dacítico (en alusión a las rocas porfiríticas del área) de edad entorno a 57± 10 Ma. Mantilla et al., (2009), apoyados en las dataciones antes mencionadas y algunas relaciones de campo, sugieren una posible relación causa-efecto entre los pulsos magmáticos del Mioceno y los procesos magmático- hidrotermales, con los cuales se asocia la formación de los depósitos de metales preciosos en el DMVC.

Rasgos generales de la geología del DMVC

Las rocas del Gneis de Bucaramanga son las que presentan una mayor distribución espacial en el área de estudio (FIGURA 1). Estas rocas, corresponde a gneises migmatíticos, anfibolíticos, cuarzo-feldespáticos y en menor proporción gneises pelíticos y algunas cuarcitas (Ward et al., 1973; García y Ríos, 1999; Urueña y Zuluaga, 2011). Diques gabroicos han sido también reportados en el área y al parecer se relacionan con pulsos magmáticos de edad Paleozoica (Boinet et al., 1985, en Díaz y Guerrero, 2006).

Respecto a las rocas ígneas presentes en el sector y formadas con posterioridad a los eventos de metamorfismo regional agrupados dentro del Pre-Devónico, se hace una separación en al menos tres grupos de rocas (previamente reportadas en Ward et al., 1973; Mendoza y Jaramillo, 1979; Dörr et al., 1995), que denominaremos aquí: Alaskitas I, posiblemente de edad Triásica; otra que agruparía rocas de composiciones que oscilan entre tonalitas y granodioritas, considerada próxima al límite Triásico-Jurásico (TJ) y; otra que denominaremos Alaskitas II, formadas con posterioridad al evento del límite TJ. El término alaskita es aquí utilizado para referirse a rocas ígneas de afinidad granítica (sl), con contenidos muy bajos en minerales máficos (generalmente <5%). Finalmente, se reportan las rocas ígneas del Mioceno. Por su relación con el presente estudio, a continuación se hará énfasis en éstas últimas (Ver FIGURA 1).

Sobre el patrón de fallas presentes en el DMVC, es importante resaltar que tanto en las imágenes aéreas, como en campo, se reconocen especialmente las siguientes estructuras de con trazos aproximadamente rectilíneos: NE (las mejor definidas en campo y en el terreno), NW (algo menos evidente) y NNW (las que menos se evidencian en campo y en las imágenes aéreas). Éstas estructuras han sido definidas como fallas, apoyados en rasgos geomorfológicos, presencias de brechas, etc. En ausencia de datos de campo en algunos de estos tramos rectilíneos, se infiere la continuidad de éstas fallas, básicamente apoyados en la interpretación de las imágenes aéreas (FIGURA 1).

Aunque éste estudio no tiene por finalidad presentar un marco estructural detallado para el área, aquí se pretende relacionar éstos patrones generales de fallas identificados en campo, para intentar sobre ésta base plantear el posible control que éstas estructuras haya podido jugar durante el emplazamiento de las rocas Miocénicas.

Con el sistema de fallas NE antes mencionado, vale la pena relacionar aquellas fallas que siguen de alguna manera el trazo de las quebradas La Baja, Móngora, La Plata y El Salado. La presencia de brechas (incluso con mineralización) a lo largo de la quebrada La Baja, es un rasgo que igualmente puede ser tomado como evidencia de éste patrón de fallas. Las fallas de dirección NW, algo menos evidentes en el terreno y en las imágenes aéreas, suelen presentar brechas de fallas, con clastos mineralizados, con oquedades y sin cemento. Con éste sistema de fallas, se relaciona a manera de ejemplo la falla que sigue el trazo de la quebrada Páez y continúa muy próxima a la entrada al proyecto Angostura. Asimismo, con éste sistema de fallas se relacionaría aquella falla que sigue aproximadamente el trazo de la quebrada El Arado (afluente de la quebrada La Plata), pasa por la Loma Los Caneyes (cortando a ésta), sigue por la ladera suroeste del Cerro Violetal, continúa hacia la quebrada Chorrerón y llega a la Falla La Baja, para posiblemente continuar (?) hacia el NW. Las Fallas de dirección NNW, son aquellas que siguen el mismo patrón de la Falla Bucaramanga-Santa Marta (alguna falla de ésta familia, parece quedar cubierta por las rocas sedimentarias del Cretácico, sin evidencia de reactivación). Entre estas estructuras, destaca la falla observada a lo largo de las quebradas La Botija (especialmente en su tramo cercano a su desembocadura al río Vetas), Aguadepáramo y, posiblemente también una falla observada al oeste del Municipio de Vetas, la cual se proyecta hacia el sector de la Mina La Tosca (Ver FIGURA 1).

Respecto a la temporalidad de estos sistemas de fallas, parece coherente establecer que las Fallas de dirección NNW son las estructuras más antiguas, las cuales han debido jugar una historia de deformación compleja, tales como cambios en el comportamiento y en la dirección de desplazamiento de los bloques, aspecto que fue documentado incluso desde los primeros estudios realizados en cercanía al MS por Juliver (1959). Estas estructuras, al parecer también debieron reactivarse durante el Mioceno, considerando que numerosos diques andesíticos de ésta edad tienen una disposición espacial 180/45 y suelen estar presentes en cercanías a las zonas de intersección de éste sistema de fallas, con aquellas de dirección NE. Las fallas NW, las más jóvenes, se consideran como fallas inversas, asociadas a levantamientos del bloque norte y hundimiento del bloque sur. Este basculamiento para este sistema de fallas, permite sugerir de manera preliminar que el estilo de la mineralización del bloque más norte (por ejemplo al norte de la quebrada La Páez), puede estar representando partes más profundas del paleosistema magmático-hidrotermal responsable de la mineralización de Au-Ag en el distrito, en comparación con lo representado al sur de ésta falla, por ejemplo, como lo observado en El Cuatro o algo más al sur (Mendoza, 2011; Rueda, 2011). Asimismo, debido a que sus brechas de falla presentan fragmentos mineralizados, su estudio merece especial atención, considerando que el análisis de sus clastos podría servir como indicador para reconocer cuerpos mineralizados en profundidad.

Aspectos generales de las litologías ígneas del Neógeno

Diversos diques de rocas porfiríticas que oscilan composicionalmente entre andesitas porfiríticas, hasta las más diferenciadas clasificadas como riodacitas y riolitas porfiríticas (FIGURAS 2 y 3), fueron reconocidos en el área de estudio, especialmente al oeste del sistema de fallas asociado al trazo de la quebradas La Plata. Entre éste grupo de rocas, se hace especial mención a unas rocas (también aflorantes a manera de diques, de espesores entorno a 3-4 metros), las cuales se caracterizan por su alto contenido de plagioclasas y aquí clasificadas como andesitas, con fenocristales de éste mineral con tamaños que varían entre 0.4-1.0 cm. Las relaciones fenocristal/matriz en éstas rocas son muy variables (entre 40/50 y otras incluso 70/30). Éste tipo de litología fue datada (muestra GE46M8-Ver FIGURA 2E), utilizando una muestra colectada en la vía que sigue paralela a la quebrada la Baja, la cual comunica el Municipio de California con el Proyecto Angostura, frente al punto conocido como Cabaña Chorrerón (X=1.305.584; Y=1.126.551; Z=2184; según coordenadas origen Bogotá). Las dimensiones de estos diques de edad Mioceno, se exagera en el esquema geológico de la FIGURA 1, solo con el propósito de facilitar su visualización.

Al Este del sistema de fallas que se proyecta por el sector de la quebrada La Plata, se observaron unas rocas de textura porfirítica-fanerítica (Ver FIGURA 3), especialmente por la vía que comunica el Municipio de Vetas con el sector conocido como el Mesetón, de unas variedades de rocas ígneas que composicionalmente oscilan entre granodioritas y cuarzomonzodioritas (clasificación apoyada en observaciones de campo). Estas rocas, presentan cierta semejanza a escala macroscópica con las rocas graníticas (s.l.) asociadas a los pulsos del Juratríasico. Sin embargo, su textura porfirítica-fanerítica; indicador de una historia de enfriamiento propia de ambientes algo más profundos, en comparación con aquellos relacionados con la formación de rocas porfirítico-afaníticas; y algunas diferencias composicionales (contenido de biotita y cuarzo), entre otros rasgos, llamaron la atención, y por lo tanto fueron igualmente muestreadas para fines de su datación mediante geocronología U-Pb en circones. La muestra utilizada, corresponde a la TPD-72 (X= 1.301.819; Y= 1.132.535; Z= 3293 msnm; según coordenadas origen Bogotá (Ver FIGURAS 3C y 3D).

Con seguridad existen muchos otros puntos donde afloran más litologías de ésta misma afinidad, adicionales a los proyectados en la FIGURA 1, y por esta razón, ésta distribución espacial de la FIGURA 1, solo debe ser considerada como de carácter preliminar. La identificación de estas litologías utilizando imágenes aéreas, no fue de gran ayuda, al menos durante esta fase del estudio, considerando que el tamaño de los cuerpos son por lo general pequeños, típicos de cuerpos de diques, con la excepción de los cuerpos ígneos mencionados para el sector Vetas-Mesetón, o incluso por el sector de Móngora, los cuales presentan exposiciones comparativamente mayores (ver FIGURA 1).

Datos Geocronológicos

Los datos analíticos y las relaciones isotópicas U-Pb determinadas en las diferentes zonas de crecimiento de los circones analizados mediante LA-MC-ICPMS (ver TABLAS 1 y 2 en Anexos; FIGURAS 4 y 5), indican la presencia de por lo menos cuatro grupos de edades: a) una relacionada con la edad de cristalización de los cuerpos andesíticos porfiríticos (10.1 ±0.2 Ma) y los cuerpos cuarzomonzodioríticos de textura porfirítica-fanerítica (10.9 ± 0.2 Ma); b) otra relacionada con circones heredados de rocas que se consideran asociadas al periodo magmático Triásico-Jurásico (documentado en Goldsmith et al., 1971 y Dörr et al., 1995, entre otros), con edades entorno a los 200 Ma; c) otro pulso entre 400-500 Ma, posiblemente relacionado con herencia de algunos circones del evento tectonomagmático reportado en Boinet et al., (1985) y considerado asociado al Paleozoico Inferior; d) otro pulso entre 600-700 Ma, relacionados posiblemente con la historia tectonotermal del precámbrico o posiblemente mezcla de edades, en donde aquellos circones con un zonalidad interna más compleja, en el cual un análisis puntual en una zona intermedia de un circón zonado, pueden arrojar edades sin sentido geológico, debido a que se incorporan en diferentes proporciones las edades heredas y las edades de cristalización. Aunque no se han reconocido otras variedades de rocas ígneas con posterioridad al Juratriásico en el DMVC, diferentes a las agrupadas aquí dentro del evento o pulso magmático del Mioceno, no se descarta la presencia de otras rocas ígneas asociadas a otros pulsos magmáticos, pero hasta la fecha esto no se ha podido identificar.

Las nuevas evidencias aquí presentadas sobre el magmatismo de edad Mioceno (edades entorno 10.9-10.1±0.2 Ma), adicional a los datos previos publicados por Mantilla et al., (2009), coinciden temporalmente con la época en la cual tuvieron lugar los procesos de mayor y más rápido levantamiento de montañas en el territorio colombiano, tal como ha sido mencionado en trabajos previos (Hoorn et al., 1995; Taboada et al., 1999, Villamil, 1999; Mora et al., 2008; Horton et al., 2010). Asimismo, coinciden también temporalmente con la intensa actividad de la falla de Bucaramanga-Santa Marta, reportada para esa misma época en Taboada et al. (2000) y Pindell and Kennan (2001). Teniendo esto presente, junto con el hecho que en el DMVC estos cuerpos ígneos del Mioceno, parecen guardar relación con las zonas de intersección entre las fallas NNW (de tendencia similar a la dirección de la Falla de Bucaramanga Santa Marta) y las fallas de dirección NE, es posible sugerir que éste magmatismo debe tener una relación causa-efecto con la reactivación de la Falla de Bucaramanga-Santa Marta. Por esta razón, se plantea que la reactivación de ésta importante estructura regional, debió servir como mecanismo para permeabilizar la corteza y permitir el ascenso de magmas desde profundidad, aprovechando las zonas de debilidad ya mencionadas. Por otro lado, en este mismo contexto se explicaría la presencia de rocas porfiríticas-afaníticas de composición andesítica (con características similares a las rocas ya mencionadas), reportadas para el sector de Vijagual, localizado al norte de la Ciudad de Bucaramanga, y muy próximo a la intersección entre la Falla de Bucaramanga y la Falla del Río Suratá (Castro, 2010).

El evento magmático de edad Mioceno aquí reportado, temporalmente también coincide con la depositación de la secuencia molásica del grupo Real en el Valle del Magdalena (la cual localmente presenta oro detrítico). Asimismo, éste evento es coherente con lo reportado en Boinet et al. (1985), Taboada et al. (1999) y Taboada et al. (2000), quienes afirman que el movimiento lateral izquierdo a lo largo de la falla Bucaramanga-Santa Marta, debió haber tenido una actividad muy importante principalmente desde el Mioceno Superior, cercano con la época en la cual tuvo lugar la acreción del Bloque Choco (hace 12 Ma). Este último, responsable de bloquear la subducción oceánica de la placa del Caribe por debajo del Noroeste de Suramérica, generando que la rata de convergencia a lo largo de la trinchera oceánica decreciera.

Desde el punto de vista de las implicaciones metalogénicas, es importante destacar la presencia de cuerpos de edad Mioceno con mineralización y afectados por alteraciones hidrotermales, como pueden ser los casos observados en la Mina La Francia, en sectores del área de San Celestino (ver andesita silicificada de la FIGURA 3B), por la Vía Vetas-Móngora. Evidentemente que la mineralización igualmente se hospeda en rocas más antiguas, como se evidencia mediante la presencia de alteraciones hidrotermales en rocas metamórficas del Pre-Devónico y en las rocas ígneas del evento Juratriásico en su conjunto. Sin embargo, el hecho de tener rocas del Mioceno con alteración hidrotermal y con mineralización, evidencia que en el DMVC tuvo lugar un evento mineralizante muy próximo en tiempo a la formación de éstas rocas.

Desde un punto de vista regional, se plantea la coincidencia temporal con lo reportado por varios autores, en lo referente a la respuesta de la Falla de Bucaramanga y sus implicaciones paleogeográficas durante el Mioceno, en el marco de la interacción entre la evolución de la Placa del Caribe y el borde NW del Continente Suramericano (Van der Hammen, 1961; Boinet et. al., 1985; Case et al., 1990; Cooper et al., 1995; Villamil, 1999; Taboada et al., 2000; Royero y Clavijo, 2001; Pindell and Kennan, 2001). En éste sentido, se plantea que la reactivación de la Falla de Bucaramanga, y el sistema de fallas conexo, durante la orogenia Andina, debió haber generado canales que favorecieron el ascenso y emplazamiento de los magmas Miocénicos. Asimismo, y a falta de más datos para establecer la fuente de estos magmas, se plantea un contexto de subducción, en el cual estaría involucrada la litosfera subducida del Caribe, de edad mayor a los 70 Ma (y unos 25° para el plano de subducción), tal como se describe en Schneider et al. (1987); Shih et al. (1991); Van der Hilst and Mann (1994); Zarifi et al. (2007); Masy et al. (2011). Asimismo, considerando el carácter profundo de la Falla de Bucaramanga y las posibles características de la litosfera oceánica subducida para ese momento; apoyados en los trabajos antes citados; en donde se menciona una baja velocidad de convergencia, bajo ángulo de subducción y posiblemente menor contraste termal con la cuña mantélica; es posible sugerir que la fusión parcial que se requirió para generar esos fundidos Miocénicos, posiblemente tuvo lugar, favorecida gracias a cambios de tipo tectónico o de configuración transpresional, tal como se ha propuesto en diferentes trabajos para contextos geológicos relativamente similares (Richards, 2003; Bissig y Tosdal, 2009).

En el distrito Minero de Vetas-California (DMVC), se reconocen rocas ígneas de textura porfirítica-afanítica de composiciones que varían desde andesitas porfiríticas, hasta riodacitas porfiríticas. Estas rocas se presentan dentro del área estudiada fundamentalmente a manera de diques (a excepción de un cuerpo de mayor tamaño aflorante en el sector de la quebrada Móngora), al parecer solo al oeste del sistema de fallas que se proyecta en el área de la quebrada La Plata. Unas rocas andesitas porfiríticas asociadas a estas variedades de rocas mencionadas, y aflorantes en el sector de la quebrada La Baja, fueron datadas mediante el método U-Pb en circones, usando la técnica LA-ICPMS, arrojando una edad de 10.1±0.2 Ma. Por otro lado, unas rocas de textura porfirítica-fanerítica (posiblemente análogos en profundidad de los cuerpos de diques antes mencionados), fueron reconocidas a manera de pequeños stocks, con composiciones que varían entre cuarzomonzodioritas y granodioritas al Este del sistema de Falla antes citado. Rocas de afinidad granodiorítica de textura porfirítica-fanerítica, aflorante por la vía que comunica el Municipio de Vetas con el sector conocido como El Mesetón, fueron igualmente datadas usando la misma técnica antes mencionada, arrojando una edad de 10.9±0.2 Ma.

Apoyados en los pocos datos geocronológicos hasta hoy día publicados (FIGURA 1); 8.4 ±0.2 Ma para riodacitas del sector de la Vereda Hato Viejo (en Mantilla et al., 2009) y 10.9±0.2 Ma para la granodiorita del sector Vetas-Mesetón (aquí reportada); se puede estimar que éste sector del Macizo de Santander fue afectado por un pulso ígneo que debió tener un periodo de duración de por lo menos 2.5 Ma.

Considerando la presencia de rocas ígneas de edad Mioceno, afectadas por alteración hidrotermal y con presencia de mineralización, y en ausencia de rocas ígneas más jóvenes en el área de estudio (al menos por ahora no identificadas), se plantea que éste pulso magmático del Mioceno debe tener una relación causa-efecto con los estilos de mineralización presentes en el DMVC.

Los autores expresan un profundo agradecimiento a la Universidad Industrial de Santander (UIS), por su decidido apoyo a las tareas que adelanta la Escuela de Geología, encaminadas a generar nuevo conocimiento geológico de nuestro territorio nacional, desde nuestras actividades académicas y de investigación propias del pensum de la carrera y de nuestra misión institucional. Al MDRU (Mineral Deposit Research Unit del Earth and Ocean Sciences Department de la UBC (The University of British Columbia), por todo el apoyo y el respaldo. A todas las autoridades civiles, militares y eclesiásticas de California, Vetas y áreas circunvecinas, por su permanente amabilidad y colaboración.

Una gratitud especial a todos aquellos estudiantes de la Escuela de Geología de la UIS, quienes han realizado sus prácticas de Campo II en el área de estudio y a los tesistas que han estado trabajando diferentes aspectos puntuales de la geología del DMVC. El entusiasmo y responsabilidad de todos ellos, son sin duda alguna una fuente de inspiración para quienes tenemos responsabilidades docentes, y son una sólida razón para pensar en un futuro geológico cada vez más dinámico y prolífico para Colombia. A Víctor Valencia por su colaboración durante los estudios geocronológicos y a Sara Jenkins (MDRU), por su ayuda con la elaboración de algunos esquemas. A un evaluador anónimo, por sus valiosas sugerencias y comentarios.

Igualmente, expresamos nuestra gratitud a todos los colegas geólogos y personal en general de las empresas mineras Eco Oro Minerals Corp., CVS Explorations Ltd., AUX, Calvista Colombia (Unión entre Calvista Gold Corporation), Galway Resources Holdco Ltd., y Mineros de la Región, por su permanente apoyo a la Escuela de Geología de la UIS, especialmente durante los trabajos de Campo II realizados en el área de Vetas – California. A Alfonso Madrid, el primer autor le expresa su gratitud, por su amistad y su disposición para debatir temas de la geología de nuestra hermosa Colombia, en la bella ciudad de Vancouver. A mis colegas de la Escuela de Geología, por su colaboración, especialmente a Jorge Pinto, Juan Diego Colegial, Ricardo Mier y otros geólogos amigos que acompañaron algunas labores de campo.

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Trabajo recibido: Junio 1 de 2011
Trabajo aceptado: Junio 30 de 2011