EVOLUCIÓN GEOLÓGICA
Evento Metamórfico Precámbrico
Comprende el Precámbrico, lapso durante el cual tuvo lugar el metamorfismo de las rocas que hoy constituyen la unidad o formación Neis de Bucaramanga. Unidad que hace parte del cinturón de rocas metamórficas de alto grado, de facies granulita-anfibolita alta, que conjuntamente con rocas similares de los macizos de Garzón, Santa Marta y La Guajira, constituyeron el denominado Cinturón Granulítico Grenvilliano (Kronemberg, 1982; Restrepo-Pace, 1992, 1995, 1997). Este cinturón se formó como resultado de la convergencia continental de los cratones de Laurentia y Amazonia, evento global conocido como Orogenia Greenvilliana, mediante el cual se consolidó el supercontinente Rodinia (Hoffman, 1991; Correa-Gómez y Oliveira, 1999; Keppie et al. 2003). Este gran evento se extendió desde los 1.300- 1.200 Ma hasta los 900 Ma y afectó la periferia Noroccidental del Cratón Amazónico, dando origen a lo que hoy constituyen los núcleos más antiguos de las provincias Cajamarca y Macizo de Santander, formados en sucesivas acreciones, espaciadas en este lapso (Restrepo – Pace, 1992, 1995; Cediel et al., 2003; Ordoñez-Carmona et al. 2006).
FIGURA 1. Corte Esquemático de la Orogenia Greenvilliana. En este esquema se ilustra la colisión de los cratones de Laurentia y Amazonia, y la exhumación del neis de Bucaramanga. (Modificado de Restrepo - Pace, 1995)
Evento Metamórfico Paleozoico Temprano.
Este evento ocurrido entre el Ordovícico y Silúrico aproximadamente se cree que es el origen del metamorfismo de la formación silgara (plancha H12). La Formación Silgara se caracteriza por ser una secuencia de rocas clásticas metamorfoseadas, típicamente delgada y cíclicamente estratificadas que consta de pizarra, filita, esquistos cuarzosos, meta-limolita, meta-arenisca impura y meta-calizas. La correlación se hizo con base a la formación Floresta que suprayace a la Formación Silgara, esta es de edad devónica por tanto se intuye que hubo un evento de metamorfismo regional, levantamiento y erosión. Aparte de estudios radiométricos que muestran que esta no es más joven que ordoviciano (Memoria Explicativa CuadranguloH-12, H13, Ingeominas 1973)
Evento Triásico Tardío – Jurásico Medio
A finales del Triásico y comienzos del Jurásico, se inicia el proceso de ruptura de la Pangea, mediante un proceso de rifting intercontinental cuyas ramificaciones afectaron el noroccidente de la placa Suramericana, en interacción con la Norteamericana y Africana (Duncan, R.A and Hargraves, R.B. 1984; Pindell y Erickson, 1993; Pindell y Kennan, 2001). Simultáneamente por esta época estaba activa la zona de subducción del Pacifico Andino (Apsden et al. 1987; Maze, 1984; McCourt, et al., 1984). Debido a la interacción simultánea de estos dos marcos tectónicos en el norte y occidente de lo que constituía el territorio colombiano en este periodo, la formulación y elaboración de un modelo evolutivo, ha sido tema de continuo debate (Sarmiento, 2002; Pindel et al., 2006). En el lapso Jurásico Temprano – Aptiano se produce el relleno de la cuenca en una fase synrift (Cooper, 1995; Rolon, 2004; Figura 3). El fallamiento controla inicialmente la formación de depósitos fluviales de ríos trenzados y meandriformes (Formación Sudán), posteriormente ocurre la irrupción de un mar somero (Geyer, 1982; Clavijo, 1996).
Evento Sedimentario Cretácico-Eoceno Temprano.
Durante este lapso, la cuenca formada por el graben de San Lucas alcanza su máxima amplitud y profundidad, para luego continuar con un proceso inverso de somerización y estrechamiento. La cuenca es rellenada por una megasecuencia que registra hacia la base el inicio de un evento transgresivo, el cual, después de experimentar fluctuaciones menores del nivel del mar en sus partes media y alta, es claramente regresivo en su parte cuspidal. Esta megasecuencia se inicia en el Cretácico Temprano (Etayo, F. et. al, 1985) y termina en el límite Paleoceno Eoceno Medio (Rolon, 2004)
FIGURA 2. Corte Esquemático del Cenomaniano. Sedimentación de las formaciones Simití, El Salto, La Luna y Umir. Modificado de ECOPETROL - ICP (1998).
Evento Pre andino de Inversión Tectónica Eoceno Oligoceno.
Durante este lapso, la placa Caribe, que había iniciado su desplazamiento hacia el NE a finales del Cretácico, vira hacia el Este y continúa desplazándose en esta dirección con respecto a la placa Sudamericana, durante el Paleógeno. Simultáneamente, la placa Farallón colisiona con la margen occidental de Colombia (Pindell y Erickson, 1993; Pindell y Kennan, 2001). Este evento tectónico inicia el levantamiento del Macizo de Santander e inicia la inversión de las fallas normales cretácicas transformándolas en inversas. La cuenca en ascenso es rellenada por sedimentos clásticos fluviales formados por la remoción de las rocas Cretácicas preexistentes. La sedimentación de las hoy formaciones La Paz, Esmeraldas, Colorado y Mugrosa (unidades del subsuelo) ocurre simultáneamente con la deformación de la cuenca.
FIGURA 3. Corte Esquemático del Eoceno al Mioceno Temprano. Sedimentación Eoceno – Mioceno Temprano.
Evento Andino Mioceno-Reciente.
Durante este intervalo, se completa la inversión de las cuencas extensionales Jurásicas y Cretácicas, como resultado de la deformación y levantamiento generalizado producido por la Orogenia Andina (Duque-Caro, 1990; Sarmiento, 2002; Cediel et al. 2003). El levantamiento y erosión del Macizo de Santander al Este y la Serranía de San Lucas al Oeste, proveen los materiales para la acumulación del Grupo Real., constituido en el área por una secuencia de areniscas conglomeráticas y conglomerados, en menor proporción por areniscas arcillosas y capas aisladas de areniscas tobáceas.
FIGURA 4. Corte Esquemático del Mioceno Tardío al Reciente. Sedimentación del Grupo Real. Inversión tectónica durante el Mioceno Tardío – Reciente.