reconstrucción tectónica de los bloques del norte los andes
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bloque del norte de los andesTRANSCRIPT
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Artculo: Reconstruccin tectnica de los bloques del norte los Andes: Convergencia oblicua, y rotaciones derivadas de la cinemtica del rea de Piedras Girardot, Colombia.
Presentado por: Juana Alfonso Bez Karen Jimnez Puerto.
Resumen. Un estudio cinemtico detallado en el rea de Piedras- Girardot revela que aproximadamente 32 km de ENE WSW de convergencia oblicua est acomodada dentro de una zona de cizalla transpresional de tendencia noreste con una deformacin de cizalla de 0.8 y un factor de convergencia de 2. La deformacin del Campaniano temprano est marcada por la incipiente propagacin de fallas con rumbo noreste que levantan leves domos donde la acumulacin de unidades de arena no se produce. Destechamiento maastrichtiano de un terrane (una zona de falla delimitada o una regin con estratigrafa distintiva, estructura e historia geolgica) metamrfico al oeste est documentado por un conglomerado que fue deformado poco despus de la deposicin desarrollando un sobresaliente tejido intragranular de venas microscpicas que se acomodan en menos del 5% de la extensin. Estos tejidos extensionales, distorsin de moldes de fsiles, y clivaje moderado acomodan menos de los 5% de la contraccin, desarrollados simultneamente, pero antes de un fallamiento a gran escala y un plegamiento. Plegamiento del Palegeno y la propagacin de la lmina de empuje hacia el suroeste son registrados por estratos sintectnicos. La deformacin del Negeno se llev a cabo slo en el flanco occidental de sta faja plegada. La cantidad, la direccin, y el tiempo de la deformacin se documentan aqu contradiciendo los modelos tectnicos actuales para la Cordillera Oriental y demandan un nuevo marco tectnico para abordar el estudio de la estructura de los Andes del Norte. Por lo tanto, un modelo alternativo fue construido definiendo tres bloques continentales: El Maracaibo, Cordillera Central, y los bloques de la Cordillera Oriental. La deformacin oblicua impuesta por el movimiento relativo hacia el este y noreste de la placa del Caribe fue modelada como una rotacin de cuerpo rgido y una traslacin para bloques rgidos (derivados de datos paleomagneticos y cinemticos publicados), y como una distorsin interna para bloques dbiles (derivados del rea de Piedras - Girardot). ste modelo explica no slo una simultnea transgresin y transtensin de izquierda derecha, sino tambin una gran rotacin en sentido horario documentado por estudios paleomagneticos en la regin norte del Caribe Andino.
INTRODUCCIN.
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La mayora coincide que la ltima evolucin del Mesozoico y cenozoico del norte
de los Andes estaba dominada por el relativo avance hacia el Norte, y luego hacia
el este de la placa flotante del Caribe con respecto a la estable de Sur Amrica. El
relativo avance hacia el este de esta placa flotante favoreci el desarrollo de los
lmites de placas transcurrentes a su norte y hacia el sur. A diferencia del claro
lmite al norte, sin embargo, el lmite de la placa del Sur del caribe es una
coleccin de fragmentos continentales que resisten el avance de la flotante Placa
del Caribe y da lugar a la progresiva distorsin dextral transpresiva, ms el
desmembramiento, translacin de cuerpos rgidos, y la rotacin en sentido de las
agujas del reloj de fragmentos continentales que conforman el noroeste de los
Andes.
ste artculo documenta el estilo estructural y el momento de deformacin en el
rea de piedras- Girardot, una pequea porcin del norte de los Andes que est
caracterizado por transpresion dextral. La cinemtica y el momento de
deformacin derivadas de observaciones hechas en este cinturn de plegamientos
contradicen directamente los modelos tectnicos actuales para sta parte del
Norte los Andes. En consecuencia, un nuevo modelo tectnico regional, que
satisface el criterio de compatibilidad cinemtico, fue desarrollado para explicar
algunos de los problemas desconcertantes de ste margen, como la relacin entre
las fallas de salto sinistral y dextral de sta regin. Este modelo especulativo
integra observaciones previas cinemticas, paleomagneticas y paleogrficas e
hiptesis desde el margen de la placa del Caribe Sur, en el Norte de Venezuela y
los Andes de Mrida con la tectnica de las cordilleras orientales y centrales en
Colombia, temas desconectados en la literatura geolgica. El rea de Piedras
Girardot proporcionaron una excelente oportunidad para establecer un punto de
anclaje para estudiar la interaccin entre la Placa caribe y el Norte de los Andes
porque este es el nico lugar donde las cordillera Central y oriental se superponen,
su tamao moderado, una exposicin adecuada y la disponibilidad de datos del
subsuelo de la industria petrolera.
Mapeo geolgico detallado y recoleccin de datos estratigrficos en campo
constituyen el ncleo de este estudio. Los estudios de campo se concentraron en
colectar datos estructurales y mapear contactos litolgicos y unidades
estratigrficas a una escala de 1:25000 para trazar los cambios en el grosor y
acuamientos estratigrficos. Elementos mesoscopicos como clivaje, vetas,
articulaciones sistemticas, pliegues, superficies de falla y adelgazamientos fueron
medidos en campo, morfologa de la superficie, y una estimacin visual de
separacin. Guijarros destrozados en conglomerados y moldes deformados de
amonitas en esquistos negros fueron empleados para obtener la orientacin de
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ejes de deformacin y su relacin geomtrica para generalizar elementos de
fbrica como clivaje y vetas. Con la excepcin de las fallas de Ibagu y Cambao, y
los sinclinales de Guaduas y Gualanday, la nomenclatura de pliegues y fallas del
rea de Piedras- Girardot, presentadas aqu como nuevas.
CONFIGURACION REGIONAL.
Reconstrucciones cinemticas regionales indican que la placa caribe es en
muchos aspectos una placa ocenica anormal que aparentemente resiste la
subduccin debido a su origen como meseta gruesa y flotante en la placa del
pacifico. Refracciones ssmicas, reflexin y estudios de gravedad revelan que la
corteza ocenica del caribe es anormalmente gruesa (12-15 km) y 1-2km menos
profunda de lo previsto por su mnima edad (Cretceo temprano.). Esta anormal,
gruesa y poco profunda placa tambin muestra signos de deformacin interna que
puede haber resultado de su relativa insercin al este a travs de un cuello de
botella.(bottleneck- fig 1) entre los cinturones deformados de Los Muertos y Los de
Caribe Sur. El desvo relativo hacia el este de la flotante Placa Caribe con
respecto a la placa Americana necesariamente impone grandes componentes de
desplazamientos segn su rumbo a lo largo del margen del norte y sur de la placa
Caribe. La fosa Caimn (Fig. 1) a lo largo del fuerte lmite de la placa Caribe del
Norte contiende evidencia de ms de 1100Km de movimientos sinestral desde el
Eoceno.
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Fig 1. Mapa General tectnico de la Regin Caribe.
Del mismo modo, el segmento oriental del margen de la placa del Caribe Sur a lo
largo del norte Venezuela contiene paleontolgica evidencia que documenta ms
de 100 km de este-oeste, movimientos de desplazamiento destrales, de acuerdo
con metamorfismo joven al este. En contraste con estos fuertes lmites de
desplazamientos, el segmento suroeste del lmite de la placa del caribe sur en
Colombia est caracterizado por una zona amplia y difusa de una deformacin
oblicua con la Cordillera oriental formando su frontera oriental. Desplazamientos
dextrales de hecho se registraron a lo largo de fallas en la cordillera Central, los
Andes de Mrida pero se han considerado insignificantes en la Cordillera oriental o
el valle del magdalena en reconstrucciones bidimensionales que han optado por
ignorar este componente de deformacin. El rea de Piedras Girardot sin embargo
contiene evidencia de transporte tectnico ENE relativo a la estable Sur Amrica,
la cual es oblicua en general a los granos estructurales del norte de los Andes
(FIG 2), e indica que el desplazamiento es significante y debe ser tenido en cuenta
para reconstrucciones regionales. ste articulo documenta esta direccin de
transporte tectnico, discute la implicacin de stos hallazgos, y enmarca los
resultados en un nuevo modelo tectnico que satisface el criterio de compatibilidad
cinemtico.
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Fig. 2. Mapa tectnico del Norte de los Andes de Colombia y Venezuela.
3.rea piedras- Girardot.
Las escarpadas colinas de la zona de Piedras- Girardot interrumpen de otra
manera plana y amplia en el valle del magdalena en el centro de Colombia. El
relieve topogrfico en sta rea supera localmente los 500 mts con una elevacin
mxima llegando a 900mts sobre el nivel del mar. Esta provincia geomorfolgica
constituye la nica barrera encontrada por el rio Magdalena en su curso hacia el
Mar Caribe. El rea de estudio tiene lmites naturales geogrficos al este, en el
oeste la elevacin excede los 1000mts, y al norte a lo largo del frente abrupto de la
cordillera Central. Depsitos cuaternarios volcanoclasticos cubren la parte sur de
sta rea. La estructura de esta provincia geolgica fue previamente explicada
como el resultado de patrones de interferencia de plegado o deslizamiento de
tectnica de gravedad.
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Fig. 3. Mapa tectnico de la parte Norte de los Andes.
Cuatro estructuras de escala regional del norte de los Andes terminan en el rea
de Piedras- Girardot: Las fallas de Ibagu, Cambao, el Alto del trigo y el sinclinal
de Guaduas (Fig 3). Esta rea relativamente pequea (aproximadamente 500km2)
exhibe una amplia variedad de estructuras, estilos de deformacin, y tendencias-
un indicio de sta compleja evolucin estructural. Esto exhibe una serie de fallas
de rumbo-deslizante dextrales, noreste y sureste- acercndose a fallas inversas,
una estructura positiva doblemente convergente, pliegues ajustados con rumbo
noreste, e inmersin hacia el norte de fallas normales. Tendencias estructurales
oscilan de este-oeste a norte-sur con una aproximacin lateral sinistral sigmoidal
con fallas acercndose externamente en direcciones opuestas, y divergiendo
hacia el sur desde la terminacin meridional del sinclinal de Guaduas (Fig 4)
Debido a los dramticos cambios en las tendencias antes mencionados, la
direccin de transporte tectnico para estructuras del rea de Piedras-girardot no
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pueden ser simplemente asumidos a ser perpendiculares a las tendencias
estructurales.
Fig. 4. Mapa Geolgico Simplificado del rea de Piedras- Girardot.
Un anlisis cinemtico indica que ste cinturn de plegamiento es un sistema
transpresional destral donde aproximadamente el 52% ENE acortamiento
(alrededor de 32 km) est acomodado, de acuerdo con el mnimo desplazamiento
de la falla de Ibagu, y otros estimados de acortamiento en el margen de la
cordillera oriental (entre 16 y 30km). sta direccin de transporte tectnico fue
derivado de tres fuentes independientes: (1) la asimetra de los estratos
sintectonicos (2) un mapa a escala de puntos de perforacin estratigrfica: y (3)
Una reconstruccin palinspatica validada en tres dimensiones. Los dos primeros
criterios sern discutidos en este artculo, mientras que la ltima slo se resume
brevemente a continuacin.
La reconstruccin palinspatica se vio limitada por un punto de perforacin de mapa
a escala resultante de la deposicin discontinua de unidades de arenisca durante
tiempos del campaniano. Tal marcador registr un desplazamiento de 8km lateral-
derecho a travs de una falla, y jug un papel decisivo en la determinacin del
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estilo estructural dominante en sta rea. sta y otras estructuras estaba
proyectadas a profundidad en un juego de ocho secciones transversales usando
Geosec 2DR (dos de las cuales son mostradas en la Figura 5A). Cada hoja de
empuje en cada seccin transversal fue luego desplegada para obtener una vista
de mapa de su forma no deformada y su extensin. Las resultantes lminas de
empuje fueron transportadas a lo largo de la direccin para conseguir un ajuste
geomtrico, como las piezas de un rompecabezas, de acuerdo con la observacin
de una deformacin plana y el punto estratigrfico de perforacin. Los resultados
arrojan una restauracin palinspatica cuantitativa (Figura 5B) indicando que ste
cinturn de plegamiento acomoda contraccin a lo largo de los segmentos Norte y
Noroeste de la fallas Cotomal y Camaito, dextral rumbo-deslizante a lo largo de
sus segmentos que tienden al Noreste, y extensin a lo largo del norte de la Falla
Luni. En total, aproximadamente 32 Km de contraccin ENE-WSW est registrada
en ste cinturn de plegamiento, 17 km est acomodado al WSW en la falla de
Cambao, aproximadamente 7Km en la falla Camaito, y aproximadamente 8Km al
ENE en la falla Cotomal. La falla Cambao representa la falla maestra en ste
cinturn de plegamiento transportando la secuencia completa del Mesozoico y el
basamento a lo largo de la tortuosa geometra de la rampa plana. El borde
Noroeste de la hoja de empuje Camaito oblicuamente transporta la secuencia
entera del cretceo y una porcin del basamento al suroeste sobre una superficie
de forma irregular en la falla Cambao. El emplazamiento de la hoja de empuje
Camaito fue acomodado por dos elementos; Acuamiento tectnico con el borde
sureste de la falla Cotomal como un empuje de techo que tiene un significante
desplazamiento destral, y el desarrollo de una estructura de flor positiva entre las
fallas camaito y Santuario en la punta de la cua. (FIG 5A) . Los
aproximadamente 32 km de la contraccin ENE-WSW est de acuerdo con el
desplazamiento mnimo de la falla de Ibagu. Esta falla atraviesa la Cordillera
central el rea de estudio, donde las exposiciones ms al norte del batolito de
granodiorita de Ibagu, y al norte el frente topogrfico de la Cordillera central
(marcada por los 1000 m intervalo de contorno Fig. 3) estn separados
aproximadamente 30 km. Debido a que el batolito de granodiorita no est
expuesto ms hacia el este ms all del rea de Piedras Girardot, 30km pueden
ser considerados una aproximacin de primer orden para el desplazamiento
mnimo horizontal de la falla de Ibagu. La falla de Ibagu separa las provincias
con diferentes estilos estructurales marcados. El bloque Norte de la falla de Ibagu
se ha comportado como un bloque rgido porque contiene estratos sin deformar en
una regin donde las rocas de la misma edad son ubicuas plegadas y falladas. Al
sur de la falla de Ibagu, en contraste, las mismas rocas cristalinas son empujadas
sobre unos estratos fallados y plegados del Mesozoico y del Cenozoico. La falla
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de Ibagu tambin marca un significante cambio a lo largo del margen este del
valle del magdalena, tan grande con un rumbo Norte, al borde oeste fallas de
empuje marcan el frente topogrfico del Norte De la Cordillera Oriental en la falla
de Ibagu. Al sur de sta, la estructura doblemente convergente del rea de
Piedras Girardot rompe sta tendencia, y el frente topogrfico y la deformacin de
la cordillera oriental se aleja hacia el este varias decenas de kilmetros (FIG 3)
Fig.5 Estructura del rea de Piedras- Girardot.
Por lo menos 30 km de ENE destral, traslacin de cuerpo rgido del bloque norte
de la falla de Ibagu fue acomodada de diferentes maneras dependiendo de la
posicin relativa de la cubierta de rocas con respecto a ste bloque rgido. El
segmento del flanco este de la Cordillera Oriental inmediatamente al norte del rea
de Piedras, est directamente al frente de ste bloque de avance ENE, y
aparentemente acomoda sta contraccin a lo largo de las principales fallas
Bituima y Cambao y plegando en el sinclinal de Guaduas. La cantidad de
acortamiento este-oeste calculado para estas estructuras fue entre 16 y 26 km. De
este modo, los 32 km de la contraccin ENE-WSW calculados
independientemente para el rea de Piedras es compatible con la cantidad de
contraccin acumulada para el flanco oeste de la Cordillera oriental y el
desplazamiento mnimo de la falla de Ibagu (alrededor de 30km). Pliegues y
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fallas de tendencia Norte a lo largo del flanco oeste de la Cordillera Oriental y un
cinturn de plegamiento transpresional divergente en el rea de piedra son la
respuesta del avance ENE del bloque norte de la falla de Ibagu. Ambos sistemas
registran cantidades similares de contraccin, y ambos son compatibles con la
cantidad de contracciones impuestas por el intentador (intender) rgido.
3.1 Estratigrafa general del rea de Piedras Girardot.
Relaciones estratigrficas ensambladas durante el mapeo geolgico fueron
analizadas para deducir la distribucin espacial y temporal de deformacin. En
primer lugar, relaciones estratigrficas bsicas ayudaron a descifrar la mxima y
mnima edad de deformacin de estructuras especficas. Por ejemplo la edad de la
unidad ms antigua fosilizando una falla dada, o no afectada por plegamiento,
parntesis (Brackets) el tiempo de deformacin a algn tiempo entre la
acumulacin de estratos no deformados ms antiguos, y los estratos deformados
ms jvenes. Segundo, pronunciados cambios de espesor y acuamientos
deposicionales registran acumulacin sintectonica directamente datando la edad
de deformacin y duracin alrededor del lugar de acumulacin. Estos dos criterios
son fundamentalmente diferentes: Uno provee la mnima y/o mxima edad de
deformacin a lo largo de estructuras especficas, mientras que el otro data la
duracin de deformacin sin un enlace directo a una estructura dada. Tercero, la
composicin de grano grueso de depsitos sintectonicos mantiene un registro de
la composicin de la fuente, proporcionando evidencia de soporte para interpretar
otras caractersticas que registran deformacin local o regional. En cuarto lugar,
los pliegues de crecimiento contienen informacin acerca del tiempo, y lugar de la
deformacin, y s edades absolutas estn disponibles dentro de los estratos de
crecimiento, tasas de fallamiento y plegamiento pueden ser derivadas. En adicin,
si se conservan patrones de pliegues axiales, la direccin del transporte tectnico
puede ser deducida.
Una advertencia importante cuando se trata de descifrar el tiempo absoluto de la
deformacin Cenozoica en el parea de Piedras es el extremadamente complejo
marco crono estratigrfico de la secuencia sedimentaria del Terciario, y la
ausencia de material adecuado para determinaciones de edad. En contraste,
abundantes fsiles dan edades precisas en la mayora de la secuencia
sedimentaria del cretcico (FIG 6), y permiti determinar con precisin el tiempo
en la deformacin del Mesozoico tardo. La contribucin principal de las
observaciones estratigrficas consisten de mapeo previamente no reconocido de
acuamientos estratigrficos (FIG 4) una referencia de la columna estratigrfica
del Cretceo fue establecida a lo largo de la Tabla Ridge, donde las buenas
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exposiciones y estructuras simples permiten una mejor observacin de la
secuencia y una estimacin precisa de los estratos estratigrficos. Los estratos
estratigrficos fueron calculados mediante la correccin de ancho de afloramiento
con inclinaciones medidas en el mapa.
Fig 6. Columna estratigrfica del rea de Piedras.
Dos paquetes estratigrficos muy distintivos estn expuestos en el rea de
Piedras, un carbonato marino del cretceo Superior y una secuencia siliciclastica,
y un no marino terciario, de grano grueso, y la secuencia siliciclastica la mayora
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de color rojo. Estas secuencias descansan en la base del Trisico- Jursico
volcanoclstico y plutnico. Se remite al lector a obras publicadas para el
Palozoico Trisico-Jursico, y la estratigrafa del terciario.
3.1.1 SEDIMENTACIN SINTECTONICA, CRETACICO SUPERIOR.
Acuamientos estratigrficos ocurren en toda el rea de estudio en los estratos del
Cretceo Superior a travs y dentro de los bloques de falla. Dos unidades gruesas
de acantilado-formacin de arenisca estn presentes en el sur de Piedras; el
miembro arenoso del Nivel de lutitas y arenas, y el miembro arenoso del el Nivel
Intermedio. Ests unidades del campaniano estn ausentes al sur cerca a Girardot
y desaparecen o se adelgazan ms notablemente a travs de las fallas Camaito y
Cotomal. (Fig 4). Ests dos unidades arenosas de hasta 200 m de espesor
constan de montonos granos finos similares, areniscas liricas ocurren
comnmente en camas planares de hasta 50 cm de espesor, con abundante
material conchfero y cemento calcreo. Al norte, un tercero miembro arenoso,
presente localmente a lo largo de la Tabla Ridge, es el miembro arenoso de la
formacin la Tabla de la edad del Maastrichtiano, A diferencia de los otros dos
miembros arenosos, sta unidad es una arenisca limpia, de grano medio, bien
sorteada y permeable que ocurre en camas masivas de hasta 10 mts de espesor
inmediatamente debajo de camas de conglomerado de la formacin la Tabla.
El miembro arenoso del nivel intermedio del grupo Olini (FIG 6), tambin conocido
como la formacin El Cobre, desaparece a travs de la inclinacin norte, lo
segmentos norte de las fallas Camaito y Cotomal y a lo largo del Anticlinal El
Guaco (marcado 1-4 en FIG 4) . sta unidad se adelgaza a cero en el segmento
ms septentrional del techo de la falla Cotomal y en la parte inferior de la misma
falla aproximadamente 8km al sur (marcado 2 y 3 en FIG 4). Secciones
estratigrficas publicadas indican que sta unidad tambin est ausente en el
ncleo del anticlinal El Guaco (marcado 1 en FIG 4) inmediatamente al norte de
Girardot. A pesar de estos hiatos y truncamientos estratigrficos, la unidad
inmediatamente superior (Formacin Lidita Superior) est presente en todo ste
cinturn de plegamiento, descansando concordantemente sobre las unidades
inferiores y manteniendo un espesor constante. El miembro arenoso del Nivelde
Lutitas y Arenas tambin se adelgaza desde aproximadamente 200mts a lo largo
de la Tabla Ridge a cero a lo largo del segmento Sur del anticlinal el Guaco cerca
a Girardot. Cambios en el espesor a travs de las falla Cotomal y Camaito, sin
embargo no pueden ser evaluadas por que sta unidad ha sido erosionada desde
stas partes superiores (hanging walls)
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3.1.2 SEDIMENTACIN SINTECTONICA, PALEOGENO.
Las arcillas y limolitas masivas del Paleoceno de la formacin Guaduas exhibe
cambios notables de espesor dentro del sinclinal de Gualanday. sta unidad es
rara vez expuesta, por lo tanto la mayora de las observaciones e interpretaciones
estn basadas en datos de reflexin ssmica (FIG 7), y anlisis de los patrones de
mapas regionales, (FIG 4).
Fig 7. Seccion ssmica a travs del Sinclinal de Gualanday.
En la estratificacin cruzada, el sinclinal gualanday es un pliegue asmetrico, casi
cuadrado con extremidades fuertemente inclinadas, y una muy amplia, casi
horizontal zona de bisagra. Los estratos del grupo Gualanday dentro de sta
zona de bisagra buzan suavemente al oeste, mientras los estratos del Cretceo
inmediatamente debajo buzan suavemente al este. (Fig 7). La geometra de ste
sinclinal est directamente relacionado con los cambios de espesor pronunciados
que toman lugar dentro de la intervencin de la Formacin Guaduas. Al mismo
tiempo el mapa geolgico (FIG 4) y el perfil de reflexin ssmica (Fig 7) muestran
que la formacin Guaduas engrosa significantemente hacia el este, desde el eje
del Domo anticlinal hacia el eje del sinclinal de Gualanday donde alcanza su
mximo espesor.
La formacin Guaduas aparentemente descansa concordantemente sobre los
estratos del Certcico Superior. En contraste, existe marcada angulosidad entre
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los fuertes reflectores de la base del Grupo Gualanday y los reflectores tenues en
la parte superior de la formacin Guaduas. (Fig 7). Esta angulosidad, sin embargo,
desaparece en el buzamiento del oeste, extremidades orientales del sinclinal de
Gualanday donde reflectores de la Formacin Guaduas y el grupo Gualanday se
vuelven paralelas. La traza del pliegue axial del sinclinal Gualanday en el perfil de
tiempo es compleja porque ste diverge hacia abajo desde la parte superior de la
Formacin Guaduas (FIG 7). Un patrn similar divergente es evidente en el mapa
geolgico donde el amplio, buzamiento hacia el sur, la parte ms septentrional del
sinclinal de gualanday consiste en tres pendientes de inclinacin relativamente
uniformes: una tendencia NNE, flanco oriental con buzamiento hacia el sureste, y
un NNE-NNW flanco con tendencia oriental que define una traza axial
convergente. (Etiqueta 6 en FIG 4).
Variaciones de espesor definen un pliegue complejo de morfologa de traza axial
que se divide, con las trazas axiales delineando una zona ms o menos triangular
que se ensancha hacia abajo (FIG 7), y hacia el norte (Con la etiqueta 6 en la FIG
4). El vrtice de esta zona triangular est en la base el grupo Gualanday,
marcando el final de los estratos de crecimiento. Cambios de espesor y la
morfologa de la traza del pliegue axial del sinclinal de Gualanday (tanto en el
mapa y visto en seccin transversal), revelan un tiempo de sedimentacin
sintectonica, el crecimiento de pliegues y propagacin (Paleoceno de la formacin
Guaduas), seguidos por un tiempo de acumulacin de conglomerados y
plegamiento, (Grupo Gualanday).// Sea o no ste tardo plegamiento tom lugar
como el conglomerado del grupo Gualanday estaba acumulndose, no puede ser
probado por que la erosin ha removido altos niveles estratigrficos en el rea de
Piedras.//
El engrosamiento de los estratos de crecimiento hacia el este, la ubicacin del
punto de corte de la pared colgante (hanging wall) (FIG 7) al este del eje del
sinclinal de Gualanday, y la preservacin del este, pero no de las trazas axiales de
crecimiento, indican que la hoja de empuje de Cambao estaba movindose del
este al suroeste relativa a estable Amrica del Sur cuando los estratos de
crecimiento se acumularon.
3.1.3 SEDIMENTACIN SINTECTONICA, NEOGENO.
La distintiva arenisca volcanoclastica del Oligoceno tardo al Mioceno de la
formacin Honda ofrece restricciones adicionales para construir una lnea de
tiempo de deformacin. Esta unidad descansa sobre la discordancia y se
superpone en los estratos plegados del Cretceo Superior cerca a Girardot. Cerca
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de Piedras, en contraste, la misma unidad est plegada, y un contacto fallado con
los estratos del Cretceo a lo largo de la falla Cambao (Con la etiqueta 8 y 9 en la
FIG 4). Estas relaciones simplemente indican que mientras a deformacin tomo
lugar a lo largo de la falla Cambao despus del Mioceno, esto no sucedi en el
Sur, cerca de Girardot. Adems, esto demuestra que el plegamiento en la parte
sur del rea de Piedras es pre-Mioceno.
Las capas de abanico del Cuaternario de Ibagu la mitad occidental del rea de
estudio con el material volcanoclastico de pleistoceno 50 a 300 mts de espesor
derivados del eje de la Cordillera Central. Este abanico, sin embargo, est
inclinado, levantado y desplazado cerca de Piedras, y a lo largo de la traza de la
falla de Ibagu alineados en domos escalonados con ejes orientados
oblicuamente a la traza principal de la falla (etiquetados 10 y 11 en la FIG 4),
restringiendo la actividad ms reciente de la falla de Ibagu a tiempos del
Holoceno. Todas las dems estructuras en el lado occidental de la zona de
Piedras (fallas de Cambao y camaito, Sinclinal de Gualanday y antilclinal Doima)
estn fosilizados por estos depsitos jvenes.
3.2 INTERPRETACIN PALEOGRFICA.
Acuamientos estratigrficos en estratos de grano fino del Cretceo son
interpretados para registrar un leve levantamiento del Campaniano temprano (FIG
8a), a lo largo del norte, tendencias noreste, segmentos de la falla Cotomal y
Camaito, y a lo largo de la la ms oriental, tambin con tendencia noreste, la
estructura de este cinturn de plegamiento (Anticlinal el Guaco). Rejuvenecimiento
del Campaniano tardo puede ocurrir porque el miembro arenoso del nivel de
Lutitas y Arenas (Fig 6) est tambin perdido en el anticlinal El Guaco.
En total, estas unidades clsticas marinas de grano grueso representan el
Campaniano tardo y temprano (~84 y ~74 Ma) deformacin suave cerca de la
tendencia noreste, segmentos del norte de las fallas de Cotomal y Camaito.
Aunque suaves levantamientos pueden ser responsables de estos acuamietos y
truncamientos, grandes discontinuidades no fueron desarrolladas en este tiempo,
como unidades suprayacentes descansan aparentemente concordantemente con
las unidades sintectonicas inferiores. Ya que la geometra de estratificacin
permanece mayormente paralela, es poco probable que las fallas Cotomal y
Camaito se hayan propagado a la superficie en este tiempo. Estos acuamientos
estratigrficos pueden tambin ser interpretados como el resultado de cambios
eustaticos del nivel del mar. Sin embargo, la llegada del Cretcico tardo de la
seccin entre techo de plano geolgico y superficie de falla de la placa del Caribe
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en sta latitud proporciona la fuerza impulsadora inicial para la deformacin en
sta parte de los Andes. A pesar de que una firma eusttica debe ser
sobrecargada, el componente tectnico es probamente dominante empezando en
tiempos del Cretcico tardo. Luego durante tiempos del Maastrichtiano, una
cobertera poco contina de conglomerado y arena cubren concordantemente
unidades subyacentes, registrando un tiempo de quietud local, y destechamiento
regional para el oeste (FIG 8a)- El anlisis paleogrfico del Cretceo superior de la
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Fig 8. Reconstruccin Paleogrfica y palinspatica de la traslacin ENE del cuerpo
rgido de la Cordillera Central.
Formacin Cimarrona ms al norte ofrece un modelo donde una serie de abanicos
deltaicos son dominados por ros trenzados progradados de oeste a este ya que
drenan el flanco oriental de la cordillera central cubriendo un suave relieve
previamente establecido.
La cordillera central cerca es un buen candidato como fuente porque contiene
cuarcita y filitas del basamento metamrfico, y fue probablemente cubierta por un
revestimiento Cretceo sedimentario de cherts negro y limolita. La amplia
distribucin, de continuidad lateral y la uniformidad general de sta unidad en el
rea de Piedras indica que la ltima elevacin y deformacin del Cretceo fueron
menores, de menos de 400mts, estimados a partir de los espesores combinados
de unidades sintectonicas.
El ajuste deposicional del Palegeno del rea de Piedras comenz a ser dividida
por una meseta alargada creciente con tendencia norte y noreste que impeda la
acumulacin de sedimentos entre la falla Camaito y el anticlinal El Guaco (FIG 8b).
Como sta meseta subi, sedimentacin molasa tom lugar a lo largo de sus
flancos suroeste y noreste, en los sinclinales Guaduas y Gualanday. Estratos de
crecimiento en el sinclinal Gualanday (Fig 7) registran continua elevacin del
Palegeno temprano y movimiento de la lmina de empuje de Cambao hacia el
oeste o suroeste relativamente a estable sur Amrica. Sedimentacin del terciario
ocurre solo al oeste de la falla Camaito, al norte de la falla Lun y al este den
anticlinal Guaco (Fig 8b y c). Esto se debe a que incluso en las posiciones
estructurales muy bajas como la bisagra del sinclinal de la Vega, la muy notable
secuencia del Terciario est ausente. A pesar de que es posible que la secuencia
del palegeno se haba acumulado a lo largo, esto es poco probable por que los
despsitos sintectonicos claramente indican que movimientos de lminas de
empuje a gran escala y elevacin de la superficie estaban teniendo lugar en ste
tiempo entre la falla Camaito y el anticlinal el Guaco.
Loa cambios en la composicin de los clastos entre la base del grupo Gualanday
(Formacion Chicoral) y su parte superior (Formacin Doima) han sido
interpretados como un resultado de un cambio de fuente metamrfica a
sedimentaria. Esto est de acuerdo con la interpretacin paleogeografica
presentada aqu porque las rocas metamrficas de la cordillera central ya fueron
expuestas y contribuyen activamente clastos a depsitos sedimentarios del
Mastrichtiano, especialmente notables en la Formacin la tabla. La composicin
-
de clastos en el grupo Gualanday registra el cambio desde el este a fuentes
locales por que la contribucin de clastos de rocas metamrficas decrecen desde
la formacin Chicoral hasta la Formacin Doima, La fuente de la formacin Doima
debe ser local por que el levantamiento del palegeno claramente tom lugar en el
rea de Piedras en ste tiempo (Fig 7). La cordillera Oriental al este se puede
descartar por que la paleoflora recogida en la cresta de la Cordillera Oriental
registra levantamiento de 500mts hasta alrededor de 300mts solo hasta tiempo del
Pleistoceno. Los rangos de levantamiento temprano son muy bajas (0.03-
0.05mm/ao), comparados con los rangos del Plioceno (0.6-3.0mm/ao). Por lo
tanto la procedencia de este material clstico debe ser local, con las
contribuciones iniciales de la Cordillera Central y la creciente rea de Piedras
proporcionando la mayora de los sedimentos para los depsitos molasa del
palegeno.
3.3 Deformacin Microscpica y mesoscpica.
Esta seccin presenta un anlisis de elementos de fbrica mesoscopicos y
microscpicos del rea de Piedras-Girardot para evaluar la cantidad y direcciones
de finitas deformaciones no-rgidas. Tres elementos son investigados: (1) Fsiles
deformados (2) clivaje, y (3) vetas microscpicas y mesoscopicas. Aunque los
fsiles deformados registran fielmente orientaciones de ejes de deformaciones
finitos, ellos solo no poder ser usados para estimar la magnitud de la deformacin
porque los fsiles tiles son poco frecuentes y se limita a unos pocos horizontes
estratigrficos. El Clivaje, mientras tanto es ubicuo en algunos tipos litolgicos,
ausente en otros y puede ser usado para estimar magnitud de deformaciones
cuando estn presentes. Vetas microscpicas intraclsticas registran cantidades y
direcciones de extensin, pero son estratigrficamente limitadas a una pequea
parte de la columna, Juntos, estos elementos son usados para construir un
resumen de deformaciones finitas, y la contribucin de deformacin de cuerpos
no-rgidos en la zona de Piedras.
3.3.1 Fsiles Deformados.
Moldes externos deformados de conchas de amonitas preservados en esquistos
negros en el grupo inferior del grupo Villeta fueron usados como marcadores de
deformaciones: La fosilizacin elimin por completo la concha original, dejando
atrs solo la concha impresa en una superficie de estratificacin por eso no hay
contraste de ductilidad entre la roca y el marcador de deformacin. La friabilidad
de los esquistos negros donde estos moldes son encontrados impidieron la
-
recoleccin de muestras para estudios de laboratorio por eso solo medidas de
campo pudieron hacerse. Aunque mejor preservados macro y micro fsiles
(amonitas, bivalvos, foraminferos y gasterpodos) estn presentes a veces de
forma ubicua, ya sea que su plano de simetra no est propiamente alineado con
respecto a la estratificacin, o fueron reemplazados por conchas que pudieron
registrar apropiadamente deformaciones finitas debido al contraste de ductilidad
entre la muestra y la matriz. Si bien la determinacin de la modificacin de las
deformaciones del ngulo de la espiral de las amonitas habra sido preferida para
la medicin de deformaciones, dificultad en la medida de los ngulos sobre huellas
frgiles en pizarras dbiles impidi este enfoque. En su lugar porque la mayora de
conchas de gasterpodos tenan ngulos tpicos de espiral de ms de 808, lo cual
se aproxima a un crculo, los moldes de amonita fueron tratados como crculos
deformados para los que se midieron largas y cortas longitudes axiales y
orientaciones. Mediciones de campo de moldes externos deformados de conchas
de amonitas son presentados en la figura 9 (adiciones 1-4) cada estacin
representa un resumen hecho a lo largo de intervalos estratigrficos de unos
pocos centmetros donde moldes eran abundantes. Todas las cuatro estaciones
(adiciones 1 a 4 en la Fig 9) se encuentran en los esquistos negros del grupo
Villeta, excepto para una muestra medida dentro de la parte ms baja del grupo
Olini, el radio axial midi en stas localidades rangos entre 1.0 y 2.3, con un
promedio de 1.5. La estacin 4 (adicin 4 en la figura 9) contiene moldes
ligeramente deformados donde la diferencia en la longitud axial es muy pequea.
Las orientaciones axiales fueron registradas en el campo, y luego giradas para
eliminar el buzamiento de la estratificacin asumiendo las lneas axiales de pliegue
horizontal.
-
Fig 9. Mapa de estructuras mesoscopicas en el rea de Piedras- Girardot.
Los ejes longitudinales de moldes deformados en general paralelos de la
tendencia de clivaje (FIG 9) que van en orientacin entre ENE aproximadamente 5
km lejos desde la falla Ibagu al NNE menos de 1km lejos de la falla Ibagu.
Magnitud de los coeficientes axiales est igualmente relacionada con la distancia a
fallas donde altos valores de epliticidad son encontrados en menos de 400mts
desde una falla, mientras que bajos a casi moldes no deformados son econtrados
a ms de 100mts desde una falla. La verdadera distancia a la superficie de la falla
in todos los casos debe ser menor que la distancia horizontal medida en el mapa
por que las estaciones son en todos los casos localizadas en la pared colgante de
una falla. Estas observaciones indican que la magnitud de deformacin, en
algunos casos relativamente grandes, no es generalizada a travs de toda la
columna estratigrfica pero est limitada a intervalos estratigrficos altamente
deformados cerca a las fallas. La orientacin de los ejes largosde moldes
deformados definen la orientacin cambiante de una deformacin mxima
horizontal finita que vuelve ms al norte como la distancia al decrecimiento de la
falla de Ibagu.
3.3.2 CLIVAJE.
-
Clivaje es la ms generalizada, uniforme y prominente estructura de afloramiento a
escala encontrado en los estratos de grano fino del Cretceo del rea de Piedras.
El Clivaje es comnmente anastomosado, estratificacin normal, y regularmente
espaciado aun en las bisagras del mapa a escala y pliegues mesoscopicos, se
destaca en la exposicin por el tiempo, donde la interseccin entre dominios
ondulados y laminacin en esquistos define estructuras de lpiz. Las superficies
de dominio de clivaje son comnmente suaves en la muestra de mano, y
microlitones no contienen estructuras de deformacin detectables. Espaciamiento
entre dominios del clivaje es independiente de la distancia a fallas o pliegues de
traza axiales, pero es dependiente de la litologa, lutita silicea, limolita, y esquistos
calcreos contienen de moderada a fuerte, no suturado, clivaje ondulado.
Areniscas de grano fino comnmente desarrolla un clivaje planar dbil. Capas de
arenisca de grano grueso carecen de clivaje, pero tienen amplias fracturas
espaciadas no sistemticas. Chert, tambin no muestra clivaje.
El examen microscpico de los dominios de clivaje en limolita silicea revela
superficies con una morfologa suturada, donde pelculas delgadas
(aproximadamente 0.1mm) de material insoluble se concentran indicando solucin
de presin (FIG 10). Cada dominio de clivaje consiste en unos pocos (tres o
cuatro) superposiciones discontinuas, y superficies que se desvan a alrededor de
las partculas grandes (FIG 10). Los microlitones no muestran evidencia de
disolucin, y la roca es pristina. Asumiendo que una cantidad extrema de
disolucin (por ejemplo 50%) tom lugar a lo largo de cada pelcula de material
insoluble, y que cada dominio de clivaje consiste de 5 orillas superpuestas, cada
una de 0.1 mm de espesor, la cantidad de acortamiento acomodada por una roca
con un dominio de 2cm de espaciamiento es solo del 5%. El acortamiento de
valores, sin embargo, es probable que sean mucho menos ya que la prdida de
volumen a lo largo de cada pelcula es probable que represente menos valores
extremos, y por qu las observaciones microscpicas no soportan valores de
acortamiento extremos.
-
Fig.10. Fotomicrografa de clivaje.
El clivaje comnmente tiende a ENE, casi paralelo a la falla Ibagu y a las trazas
de la falla en el tercio Norte del rea de estudio (segmentos norte de las fallas
Cotomal, Camaito y Santuario). Como estas fallas giran al NNE en el tercio medio
del rea mapeada, las tendencias del clivaje permanecen sin cambiar, ahora
oblicuas al segmento del sur, norte y NNE, segmentos de tendencia de las fallas
Camaito y Santuario, y casi perpendicular a la mitad del sur del segmento con
tendencia norte de la falla Cotomal. Densidades de muestreo disminuyen en el
tercio sur del mapa y evitan ms observaciones. Las trazas de clivaje tambin son
oblicuas a las trazas de la mayora de los pliegues en el rea de estudio. Una
parcela estratigrafica Kamb equalareo muestra una simple distribucin unimodal
de polos a clivaje (FIG 9e)que coincide con la observacin que las trazas de
clivaje son casi independientes de cambios en la tendencia de estructuras de
mapa a escala como son fallas y pliegues, Estos cambios en la orientacin de
clivaje, como los ejes longitudinales de moldes de amonita deformados, definen
una orientacin sistemtica ENE.
Removiendo el buzamiento de estratificacin debido a plegamiento y fallamiento
desde la actitud de las superficies de clivaje resulta una distribucin unimodal de
polos a clivaje, ligeramente apretado y con un pronunciado polo medio (Fig 9f) que
el original es todava 148 desde el vertical. Observaciones de campo de clivajes
son casi siempre perpendiculares, o muy cerca a la estratificacin perpendicular
indicando que esto se desarroll en su mayora antes del plegamiento, s el clivaje
se desarroll despus del plegamiento este sera con estratificacin cruzada en
ngulos diferentes, y la eliminacin del buzamiento de la estratificacin debera
-
resultar en la difusin de los polos. Si, por otra parte, el clivaje se desarroll
completamente antes del plegamiento, la distribucin resultante de los polos
despus de remover la inclinacin de la estratificacin debera ser muy apretada y
cercana a la vertical, o vertical. Una explicacin por el fracaso de estos polos para
alcanzar una actitud vertical apretada despus de remover la inclinacin de la
estratificacin puede ser que algunos plegamientos suaves ya han tomado lugar
por el tiempo que el clivaje empez a desarrollarse por LPS (Fig 8a)
Observaciones estratigrficas discutidas anteriormente indican que plegamientos
suaves fueron nucleados como ya en los ltimos tiempos del Campaniano. Por lo
tanto, el desarrollo del clivaje debi ocurrir despus del crecimiento de pliegues
inicial (campaniano tardo) y pudo haber continuado desarrollando durante tiempos
del Cretceo tardo y el Paleoceno temprano. La formacin del clivaje, sin
embargo pudo haber cesado antes de la propagacin de largas lminas de
empuje, y el desarrollo e grandes pliegues, ya que est pasivamente trasladado
por estas estructuras.
3.3.3 Guijarros destruidos y vetas.
La unidad conglomeratica en lo alto de la secuencia del Cretceo del rea de
Piedras (Formacion la Tabla) contiene una fractura conspicua intragranular de
fbrica de deformacin (Fig 11). Clasto soportada, conglomerados ricos en
cuarcita sobre todo cerca a la parte alta de esta unidad constantemente
desarrollando un sistema de fbrica de microvetas intragranulares perpendiculares
a la estratificacin (Fig 12.), mientras que el conglomerado matriz soportado
carece de ste tejido. Anlisis microscpico revela que este tejido consiste en
venas microscpicas llenas de calcita (Fig 13) que se vuelve visible en la
exposicin de afloramientos debido a meteorizacin diferencial de calcita. La
tendencia de estos tejidos microscpicos intragranulares permanece ms o menos
constante de guijarro a guijarro definiendo un tejido de deformacin mesoscopico
sistemtico. Marcas microscpicas de picaduras donde la disolucin ocurri (Fig
13) son tambin comunes en contactos grano a grano, aunque la pobre estructura
de empaquetamiento en este conglomerado se opone a una alta densidad de
estos contactos. Examinacin microscpica tambin revela que la matriz calcrea
est emparejada.
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Fig. 11 Mapa de estructuras mesoscopicas en el rea de Piedras-Girardot.
Aunque menos sistemtica que el clivaje, la tendencia general de vetas
microscpicas y mesoscopicas es noroeste, girando ms al este oeste
tendencias hacia la falla de Ibagu. Localmente, cambios abruptos y significantes
en la tendencia toman lugar: tendencia noreste de vetas mesoscopicas fueron
medidas a lo largo de ambos flancos de la Tabla de Ridge paralelos a la falla
Camaito y al oeste de la falla Santuario, que es un cambio 908 desde vetas con
tendencia al sur, norte y este (Fig 11a, insercin 4 y 5). Al sureste de la falla
Cotomal, vetas microscpicas e intraclasticas tienen tendencia casi idntica al
noroeste en casi ngulos rectos a los ejes de trazas axiales de grandes pliegues y
la tendencia norte y noreste de los segmentos de la falla Cotomal. (Fig 11,
inserciones 6 -10), vetas intraclasticas ymesoscopicas tambin tienden al noroeste
aunque la variabilidad es ms pronunciada, y cambia a WNW cerca de Piedras.
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Fig. 12. Guijarros destrozados
Debido a que este tejido intragranular microscpico es visible en las exposiciones
de afloramiento, fotografas de campo fueron usadas para medir en la
estratificacin la orientacin y longitud de venas intergranulares, registrando la
longitud de cada traza de vena visible en las fotografas. Fotografas de campo en
10 diferentes estaciones fueron analizadas para contar el nmero, longitud y
orientacin de todas las vetas visibles. En total 3463 vetas intragranulares fueron
medidas con un total de 2348 cm en un rea de superficie total de 11.201cm2.
(Tabla 1). Los porcentajes de matriz vs granos en tres secciones delgadas de un
conglomerado de la Formacin la Tabla (estacin 5 en la tabla 1, y FIG 11) fueron
tambin medidas, y el total de rea de vetas intraclasticas fueron calculadas con el
fin de obtener el cambio del rea total.
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Fig 13. Fotomicrografia de conglomerada de la Tabla.
En general, la longitud promedio de la veta es de 0.73 cm, lo cual es indicativo que
la dimensin del grano promedio es paralelo a las venas porque la mayora de las
vetas cruzan completamente los guijarros. Un nmero ms significativo es la
intensidad o longitud promedio de vetas intragranulares por centmetro cuadrado,
y su variacin a travs del rea mapeada (fig 11). Exposiciones del conglomerado
de la formacin la tabla del lado noroeste del rea de Piedras tiene pequeos
valores de longitud por centmetro cuadrado (entre 0.07 y 0.22) que se exponen en
el lado sureste (entre 0.42 y 2.08).
Este aumento en la intensidad es indicativo de una gran cantidad de extensin por
el desarrollo de vetas al sureste, lejos de la falla de Ibagu. A pesar de la
apariencia visible de ste tejido, la medida total del cambio de rea se acomoda
por venas intraclasticas con un promedio de intensidad de 0.22 en el lado noroeste
del rea de Piedras (adicin 5 en fig 11a) es slo entre 1% y 2%. Valores
extremos (adicin 6 en Fig 11a) no son representativos y pueden ser debido a
efectos locales a lo largo de zonas de fractura discretas. Mas valores medios de
aproximadamente 0.4 (tabla 1), por lo tanto registran menos del 5% de extensin.
Estudios previos similares en conglomerados deformados indican que la direccin
perpendicular a las vetas intragranulares o fracturas es paralela a los ejes
mximos finitos de esfuerzos de deformacin de la elipse. Clastos similares
fracturados han sido reportados en depsitos recientes adyacentes a fallas
activas, y pueden desarrollarse bajo poca sobrecarga.
-
Estudios fotomecnicos y experimentales indican que las fracturas extensionales
en granos sometidos a tensin de agregados de cemento donde los granos y la
matriz tienen mdulos elsticos similares exhiben un mayor grado de orientacin
preferida que los agregados no cementados. Estos experimentos indican que las
microfracturas tienden a desarrollarse en paralelo a la trayectoria mayor de los
esfuerzos principales, con un poco de influencia de esfuerzos de concentracin en
contactos grano a grano en cementos agregados. Por lo tanto, el tejido de
deformacin en el conglomerado de la Formacin la tabla puede haberse
desarrollado un poco despus de su acumulacin, con poca sobrecarga, y puede
ser usado para deducir la orientacin del eje de esfuerzo mximo finito de la
deformacin elipsoidal, como la direccin perpendicular a las vetas de tendencia
noroeste. Este esfuerzo es aproximadamente perpendicular a la direccin de
esfuerzos mnimos finitos deducidos desde el clivaje y fsiles deformados. Las
vetas de conglomerado microscpicas intraclsticas en la Formacin la Tabla
registran pequeas cantidades de extensin (menos el 5%) en sta direccin.
4. Desarrollo Cinemtico del rea de piedras Girardot.
En resumen, los elementos de tejido microscpicos y mesoscopicos en el rea de
Piedras, aunque prominentes y penetrantes, registran menos del 5% de
acortamiento en una direccin general noroeste, y menos del 5% de extensin en
una direccin noreste. Dentro de los lmites de error, estos dos tipos de
estructuras pueden representar compensacin mutua de mecanismos de
disolucin y precipitacin de materiales solubles dentro de un sistema casi
cerrado. La orientacin de todos los tejidos de fbrica y la magnitud de
deformacin interna son una funcin de la distancia horizontal a la falla de Ibagu:
la tendencia del clivaje y ejes longitudinales de moldes de amonita deformados se
vuelven ms cercanos a la tendencia de esta falla como la distancia a disminuir.
Similarmente la intensidad de las vetas aumenta y la magnitud de los esfuerzos
internos disminuye a medida que la distancia de la falla aumenta. Tejidos de
fbrica mesoscopicos, como fallas y pliegues de mapa a escala, son oblicuos a la
direccin apretada relativa independiente de transporte tectnico.
Los tejidos de deformacin del Campaniano tardo como el clivaje y las venas
empezaron a desarrollarse muy temprano, despus de la propagacin inicial de
los segmentos con tendencia ms al norte y al noreste de la fallas Camaito y
Cotomal, y el anticlinal el Guaco. Aunque stas primeras fallas no rompen la
superficie, ellas estaban probablemente arraigadas a lo largo de un
desprendimiento basal a lo largo de la parte inferior del Grupo Villeta. Estas
estructuras suaves estaban despus superpuestas por el conglomerado de la
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Formacin la tabla, que registra destechamiento Maastrictiano sl oeste, los cuales
fueron ms probablemente suministrados por ls erosin en la Cordillera Central. El
palegeno temprano marca un tiempo de segmentacin de una vez un ambiente
de acumulacin continua debido a la propagacin oeste o suroeste de la falla
Cambao (y probablemente otras fallas en este cinturn de plegamiento) y la
generacin de espacios de acomodacin en los sinclinales de Gualanday y
Guaduas, al noreste y suroeste del rea de Piedras respectivamente. Palegeno y
deformacin ms joven, aunque espectacularmente registrada por espesor,
depsitos de molasa plegados y fallas y pliegues a escala de mapa, le falta un
tejido mesoscopico de fbrica. Elementos de tejido tempranos fueron trasladados
pasivamente dentro de una propagacin de lminas de empuje, Este cinturn de
plegamiento ha sido n rea positiva desde entonces, derramando material clstico
dentro de estos depocentros deformantes palegenos activos. Solo la parte norte
del rea de estudio contiene evidencia e deformacin del post- Mioceno, lo cual
est al menos parcialmente relacionado con el ltimo movimiento a lo largo de la
falla de Ibagu.
Las observaciones trazadas por encima pueden trazarse dentro de un concepto
donde la tendencia ENE de la falla de Ibagu representa una de las cizallas
sintticas en una zona regional de cizallas con tendencia dextral paralela a la
tendencia general de la Cordillera Oriental (Fig 2). En tal zona, la orientacin de
los tejidos de fbrica como clivaje inicialmente podran ser orientados norte-sur,
como la deformacin progres, los infinitesimales ejes de deformacin debieron
rotar hacia orientaciones ms cercanas al lmite de ka zona de cizalla. Por lo tanto,
en etapas avanzadas de deformacin, y ms intensamente cerca a la falla, la
orientacin de los ejes de deformacin mximos finitos se convertira en ms
oriental. Una tendencia al noreste (~N40E) para el mximo eje finito de
deformacin horizontal en el rea de Piedras, cerca de la falla, es consistente con
la prediccin teoprica basada en la cinematica de una zona de cizallas con un
factor de convergencia de 2.0, y una deformacin de cizalla de 0.8 (Fig 5)
Analisis de paleoesfuerzos en otras partes de la cordillera oriental no fueron
incorporados aqu porque los mtodos para determinacin de los paleoesfuerzos
de rocas deformadas naturalmente deben asumir un simple, coaxial, induciendo
eventos de deformacin sin la interaccin de fallas vecinas. ste no es el caso del
Norte de los Andes, una regin con una larga historia de deformacin y
reactivacin de fallas remontndose al rifting del Mesozoico temprano.
5. ESPECULACIONES SOBRE LA TECTONICA DEL NORTE DE LOS ANDES.
-
Los resultados de la cinemtica descritos anteriormente contrastan marcadamente
con los modelos tradicionales cinemticos de dos dimensiones de la Cordillera
Oriental. La diferencia clave es que la direccin del transporte tectnico no ha sido
establecida fuera de la zona de Piedras, y que los anlisis estructurales modernos
adicionales estn ausentes en sta parte de los Andes. Por razones de
simplicidad, los modelos de reconstruccin regional de la geometra pre-
deformacional de la cordillera Oriental debe asumir deformacin plana y amplia
(N300Km de ancho) compuestos de lminas de empuje que se montan a lo largo
de una escala de corteza terrestre, el desprendimiento maestro acercndose al
este arraigado debajo de la cordillera Central, con subduccin de la placa Caribe,
y otra placa ocenica, conduciendo a la deformacin.
Estos modelos simplificados, sin embargo, logran producir soluciones aceptables
porque: (1) la mencionada dificultad de subconducto de la corteza de la corteza de
la flotante Placa del Caribe, que es ms probable que solo se doble debajo del
noroeste de la Sur Amrica y (2) Restauracin de los cinturones de pliegues de
empuje de ante pas tambin requieren el desplazamiento de los conjuntos
metamrficos y del basamento sobreponiendo las partes internas del
desprendimiento basal. La restauracin de estos largos compuestos de lminas de
empuje a lo largo del desprendimiento de la corteza media, como sugiere en
algunos de estos modelos, tambin requiere desplazamiento de las rocas
metamrficas y del basamento por encima del desprendimiento basal. Esta
operacin, sin embargo, podra desplazar el ncleo metamrfico de la Cordillera
central ms all del borde de la corteza continental en el norte de los Andes, y de
ste modo las masas sub-desprendidas faltaran. (FIG 14).
Fig 14. Seccion esquemtica destacando la contradiccin existente en los modelos
actuales.
-
Tal contradiccin geomtrica podra ser fcilmente explicada por particin
completa de deformacin de la convergencia oblicua impuesta por la placa Caribe
entre la cordillera oriental (desplazamiento-buzamiento) y Central (Desplazamiento
segn el rumbo). Sin embargo, fallas inversas de escala regional cerca al rea de
Piedras acomodan desplazamientos oblicuos, descartando la posibilidad de
particin de deformacin completa, e indicando que la convergencia oblicua
impuesta por el avance relativo hacia el este de la Palca Caribe est distribuida en
una zona amplia de deformacin que al menos incluye el flanco oeste de la
cordillera Oriental. La anchura de esta zona y su gradiente son desconocidos, pero
la mayora probablemente comprende el dominio de la Cordillera oriental, con una
mayor contribucin de desplazamiento segn el rumbo hacia el oeste, y un mayor
componente de desplazamiento hacia el este. La escasez de estudios
estructurales modernos detallados en otros lugares impide una ms completa
caracterizacin del estilo estructural que se realicen; sin embargo un nuevo
modelo cinemtico basad en observaciones de campo y reconstrucciones
cinemticas del rea de Piedras, como bien otro afloramiento publicado,
paleomagnetico, y datos tectnicos se presentan a continuacin.
5.1. Modelo cinemtico transpresional dextralmente.
El nuevo modelo cinemtico presentado aqu est basado en observaciones
hechas en el rea de piedras. Estas observaciones tienen importancia regional
porque las caractersticas estructurales como el sinclinal de Guaduas y las fallas
de Ibagu, Alto del Trigo y Cambao acomodan cantidades significativas de
deformacin con respecto a todo el juego de fallas y pliegues en el margen este
del Valle de la Cordillera Oriental y Valle Magdalena. Por lo tanto, el rea de
Piedras es un punto de anclaje que permite la determinacin independiente de la
direccin de transporte tectnico, deformaciones finitas y el momento de
deformacin. Por lo tanto el estilo estructural descrito para el rea de piedras debe
representar el estilo dominante de deformacin y no un caso nico.
Debido a que las observaciones hechas aqu tienen importancia regional, nosotros
postulamos que la deformacin transpresional jug un papel importante del
desarrollo estructural de la Cordillera Oriental y el valle de Magdalena. Esto no
significa que el deslizamiento a lo largo de la falla inversa est ausente, esto
simplemente significa que, en aras de la simplicidad, estudios previos han optado
por ignorar un componente muy importante de deformacin destral de
desplazamiento segn el rumbo. Si este componente de deformacin se tiene en
cuenta para la estructura del norte de los Andes debe ser modelado como un
sistema destralmente transpresional.
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5.1.1 LAS SUPOSICIONES Y LAS CONDICIONES LMITES.
Modelando la estructura del norte de los Andes como un margen destralmente
transpresional se requiere un nmero de suposiciones y simplificaciones. Estas
suposiciones delimitan el nmero de variables a ser consideradas, facilitan la
construccin del modelo, y permiten predicciones generales y comparaciones
regionales a realizar. Un modelo simple, amplio y generalizado de la estructura del
Norte de los Andes es preferido en este tiempo debido a la escasez de datos
estructurales restringidos impide el desarrollo de una reconstruccin ms
elaborada. Reconstrucciones simples como la que se presenta en este documento
debe resaltar las reas clave para estudios adicionales, y ayudan a establecer
marcos conceptuales para estudiar la estructura del norte de los Andes.
En primer lugar, la lnea ms notable de la tendencia noreste del flanco este de la
cordillera Oriental (Fig 2) puede ser asumida para representar el limite este de
deformacin debido al cratn y a los estratos superpuestos al este que estn
esencialmente no-deformados. Segundo, las secciones cruzadas contienen
informacin del subsuelo, datos de campo, y mapas geolgicos muestran que en
un sentido muy general, el estilo estructural de la Cordillera Oriental es
relativamente uniforme, En pocas palabras, este estilo est caracterizado por
fallas con tendencia norte y noreste y pliegues dispuestos en cinturones
deformados en ambos flancos de la Cordillera acercndose hacia afuera en
direcciones opuestas de una zona desde una zona no deformada y
topogrficamente axial alta.
La suposicin aqu es que este estilo relativamente uniforme refleja un proceso
gentico comn a lo largo de la Cordillera Oriental. Finalmente, con el finde de
modelar el desarrollo estructural del Norte de los Andes, la deformacin debe ser
sintticamente factorizada en dos componentes: Una de traslado de cuerpo rgido
al ENE, oblicua a tendencias estructurales; y segundo, una componente
homognea de deformacin simple de cizallas. El primer componente representa
el traslado de un cuerpo rgido de grandes, sistemas de fallas a escala regional
(FIG 2). El segundo componente intenta incorporar un traslado de un cuerpo rigido
y la rotacin por debajo de la resolucin de esta reconstruccin, esto no intenta
tener en cuenta deformaciones internas. La deformacin interna al menos en el
rea de Piedras, fue mostrada aqu a ser menor (menos del 5%) cuando se
compar con el traslado de cuerpos rgidos.
5.1.2 BLOQUES DE LA CORTEZA.
-
Una reconstruccin cinemtica del rompecabezas del norte de los Andes tambin
requiere definir los fragmentos de la corteza continental as como su
comportamiento mecnico. Debido a que el estilo estructural refleja la respuesta
mecnica de la corteza a la deformacin, se usa aqu como el criterio principal de
esta divisin. Fallas importantes o sistemas de fallas descritos en la Figura 2 son
usados para definir los lmites de tres grandes bloques en el norte de los Andes:
(1) Cordillera Central- En el bloque del Magdalena medio (2) Cordillera oriental- En
el bloque superior del Magdalena, y (3) Bloque de Maracaibo (FIG 15). En ste
esquema simple, el cratn al este es considerado estacionario y rgido, mientas
que los terrenos ocenicos al oeste de la Cordillera Central y al norte del bloque
Maracaibo se aaden a medida que el frente de deformacin del caribe avanza a
lo largo del margen suroeste de Sur Amrica.
Fig. 15 Bloques de la corteza de la regin del Norte de los Andes usados para esta
reconstruccin.
-
La Cordillera central en el Magdalena medio y la Cordillera oriental en la parte
superior del Magdalena fueron separados por la latitud sobre la base de sus
estilos estructurales contrastantes, la antigua dominada por fallas de salto, y las
ultimas por fallas inversas, Estos cambios en estilos estructurales probablemente
reflejan contraste en las propiedades mecnicas resultantes de diferentes historias
tectnicas. La Cordillera Centran no acomoda grandes volmenes de estratos
cretceos, y puede haber sido un rea positiva desde tiempos del Mesozoico
temprano, haciendo un relativamente bloque rgido de corteza (FIG 15). La relativa
rigidez de la Cordillera Central del bloque del Magdalena medio est expresada
por los no- deformados, en la superposicin al oeste de los estratos Mesozoicos y
Cenozoicos a lo largo del flanco este de la Cordillera Central del norte de la falla
de Ibagu. La relativa debilidad de la Cordillera Central al sur de la falla de Ibagu
est, a su vez, indicada por deformacin generalizada de estratos Mesozoicos y
Cenozoicos a lo largo de su flanco este.
La rigidez de la Cordillera central al norte de la falla de Ibagu puede ser la causa
de los parones radicales de diferentes afloramientos entre los Batolitos de Ibagu
y Antioquia, mientras que el formador muestra un patrn de afloramiento
alargados (FIG 2) y est usualmente limitada por fallas, el ultimo muestra un
patrn de afloramiento casi circular (FIG 2), y sus contactos son comnmente
intrusivos. Tentativamente, estas relaciones pueden mostrar que el dominio de la
Cordillera central al norte de la falla de Ibagu ha sufrido de poca distorsin
interna desde la intrusin del batolito Mesozoico de Antioquia.
En contraste, la Cordillera oriental y el Valle Superior del Magdalena se deforman
a fondo, y se han acomodado un gran espesor de sedimentos, en una corteza
delgazada. Esta relativa debilidad del Valle del magdalena Sur de la falla de
Ibagu, y de la Cordillera Oriental puede haber resultado de Adelgazamiento de
corteza seguido de rifting mesozoico, elevacin de gradientes geotermales, y el
efecto de cubrimiento termal de una delgada cubierta sedimentaria. El dbil bloque
de la Cordillera Oriental puede subdividirse usando las huellas de los sistemas de
fallas mayores (FIG 15), para intentar modelar el traslado de cuerpos rgidos que
evidentemente tomaron logar a lo largo de estos sistemas.
El tercer elemento fue definido entre las fallas Bocono, Oca, Bucaramga-Santa
Marta. Estas fallas definen un bloque ms o menos triangular con un cinturn
dentro de un cinturn de plegamiento intermedio con tendencia noreste, una
esquina noroeste lejos del equilibrio isosttico, una regin noreste limitada al este
por secuencias ocenicas aloctonas, y una depresin central donde un gran
espesor de sedimentos se han acumulado, La relativamente geometra sin
-
deformar reportada en la parte central de este bloque (cuenca de Maracaibo) es
evidencia de su relativa rigidez.
La cinemtica de dos de los lmites de fallas (Fallas destral Oca, y sinestral
Bucaramanga- Santa Marta) han sido usadas para proponer un escape hacia el
noreste de este bloque con respecto a estable Sur amrica. Esta hiptesis est
apoyada por estudios de GPS que indican una migracin relativa consistente con
la cinemtica propuesta y por un anlisis cinemtico dentro del rango Perij. Esta
hiptesis, sin embargo, ignora el tercer lmite de falla en este bloque (dextral
Bocono), as como los datos paleomagneticos (tabla 2) indicando que este bloque
ha sufrido grandes rotaciones en sentido horario. Algunos de estos estudios
paleomagneticos han obtenido resultados ambiguos, como la rotacin en sentido
antihorario del rango de Perij, o ninguna rotacin de la Sierra Nevada de Santa
Marta, estudios que fueron rechazados aqu sobre la base de los grades lmites de
error reportados (Tabla 2). La hiptesis alternativa presentada en este documento
incorpora todos los datos cinemticos y paleomagneticos para modelar el bloque
Maracaibo como un bloque rgido que se someti a largas rotaciones en sentido
horario que se expresa en los datos paleomagneticos y aparentemente
contradiciendo la cinemtica de las fallas que limitan este bloque.
5.1. 3 RECONSTRUCCION.
La reconstruccin de un estado pre- deformacional hipottico del Norte de los
Andes implica dos modelos de retrodeformacion de bloques: Primero, bloques
dbiles son retrodeformados aplicando cizallas simples para simular la
deformacin mapa escala que de otra manera no puede explicarse a nivel
regional. Las cantidades y direcciones de cizallas angulares usadas aqu estn de
acuerdo con medidas cuantitativas hechas en el rea de Piedras. Segundo, la
rotacin de cuerpos rgidos y traslacin de bloques (dbiles o rgidos) representa
para desplazamientos medidos a lo largo y a travs de direcciones en fallas
regionales y sistemas de fallas. La combinacin de estos dos modelos genera un
rompecabezas geomtrico donde las diferencias entre los bloques representan
acortamiento cortical tomando lugar a lo largo del sistema de fallas regionales, y
rejillas distorsionadas representan una pequea deformacin a escala dentro de
bloques dbiles.
La aplicacin de la cinemtica de datos derivados del anlisis del rea de Piedras
(cizalla angular de -40 a lo largo de N45E, factor de convergencia de ~2) al
bloque de la Cordillera Oriental del Magdalena Alto y la rotacin del bloque 508 de
Maracaibo resulta en grandes diferencias a lo largo del sistema de fallas que
-
aparentemente no acomodan cantidades importantes de acortamiento. En adicin,
el contorno del batolito de Ibagu no alcanza a un patrn circular de afloramiento.
Usando largos valores de cizallas angulares (-55 a lo largo N45E), un ajuste
ms cercano se obtiene entre bloques, y el batolito de Ibagu alcanza a un patrn
de afloramiento casi circular. Rotacin de 75 para el bloque de Maracaibo es
necesaria para cerrar las brechas a lo largo del sistema de fallas que no
acomodan acortamiento. Bien dentro de los rangos permitidos por los datos
paleomagneticos (TABLA 2). La segunda alternativa se prefiere aqu debido a los
datos cinemticos cuantitativos reunidos en el rea de Piedras, aunque es
probable que refleje el estilo estructural dominante en la Cordillera oriental del
magdalena Superior, no necesariamente registra cantidades promedio de
deformacin a lo largo de todo el sistema. Por lo tanto, en esta preferencia de
reconstruccin fue dado el estado no-deformado que contiene pequeas lagunas
inexplicables o superposiciones. (FIG 16a). Un estado no deformado fue as
construido aplicando una cizalla angular de -55 a lo largo de N45E a los bloques
dbiles de la Cordillera oriental del magdalena Superior, y trasladando las lminas
de empuje a lo largo de un vector N71E, oblicua las tendencias estructurales.
Reconstruccin de la semi-rgida Cordillera central- Magdalena Medio implica
menores cantidades de cizallas angulares (-20, a lo largo N45E). El componente
de acortamiento perpendicular a las tendencias estructurales derivadas desde
estndares de secciones cruzadas locales y regionales, ms notables aquellas
con medidas directamente desde campo o datos de reflexin ssmica. El bloque
Maracaibo fue rotado 75 hasta que cerr las brechas abiertas por cizallamiento y
traslacin en los otros dos bloques.
-
Una vez el preferido estado hipottico no-deformado es escogido (FIG 16a), la
deformacin hacia adelante puede ser aplicada paso a paso usando la
propagacin este a noreste del frente de deformacin del Caribe con respecto a la
estable Sur Amrica para conducir progresivamente deformacin en el norte de los
Andes. El comportamiento mecnico de contraste permitido para los tres bloques
causa movimiento simultaneo a lo largo de fallas destrales y sinistrales rumbo-
deslizantes, transpresion destral, rotaciones en sentido horario, y apertura
extensional de cuencas. Por ejemplo, el deslizamiento sinistral a lo largo de la falla
Santa Marta-Bucaramanga es compatible con el deslizamiento destral simultaneo
a lo largo de las fallas Oca y Mrida (Fig 16 c-f). Sin ms limitaciones son usadas
para controlar el momento de deformacin guardando el modelo simple y
prediciendo una deformacin de edad ms joven al noreste y este, como el frente
avanzado de deformacin. El modelo predice un componente de acortamiento
buzamiento-deslizante de aproximadamente 120 Km a lo largo de un hipottico
NW-SE, dos dimensiones de seccin cruzada (Fig 16f), a aproximadamente la
misma latitud de las otras secciones cruzadas de dos dimensiones de la Cordillera
oriental que sugiere similares componentes de acortamiento de deformacin
buzamiento-deslizante (dip-slip) (105 km).
Tal reconstruccin sencilla destaca la posibilidad de combinar, en un marco nico
cinemtica, la mayora de las desconcertantes caractersticas del norte de los
Andes con la cinemtica regional de la Placa Caribe. Tambin demuestra que la
deformacin transpresional dextral, impulsada por el avance del frente de
deformacin del Caribe, puede explicar adecuadamente la estructura regional y la
evolucin del complejo margen.
Este modelo ofrece un marco conceptual alternativo para la interpretacin del
Norte de los Andes. Este modelo es basado en el entendimiento de la cinemtica
de la influencia de la placa Caribe, y la aplicacin de un criterio cinemtico de
compatibilidad. Desde una revisin crtica de la literatura, es evidente que son
posibles muchas soluciones a este rompecabezas, y que mientras los datos
cinemticos son sistemticamente ignorados, esto seguir siendo de esta manera.
Se espera, que este modelo sirva para la recopilacin de datos inteligentes en el
norte de los Andes teniendo reas clave destacadas e hiptesis para probar.
6. CONCLUSIONES.
El rea de piedras es un sistema transpresional dextral donde aproximadamente
32km de contraccin ENE-WSW est registrada como un resultado de la insercin
ENE de un bloque rgido de la Cordillera Central dentro de una zona de
-
transpresional con tendencia N45E con una cizalla de deformacin de 0.8 y un
factor de convergencia de 2.0. Elementos de tejidos microscpicos y
mesoscopicos en el rea de Piedras registran menos del 5% de acortamiento en
una direccin general noroeste, y menos del 5% de extensin en una direccin
noreste. La orientacin de todos los tejidos de fbrica es oblicua a la relativa
independiente limitada direccin de transporte tectnico (ENE).
Los tejidos de deformacin del Campaniano tardo como clivaje y vetas
empezaron a desarrollarse despus de la propagacin inicial de los segmentos al
norte y al noreste de las fallas Camaito y Cotomal, y el anticlinal El Guaco. Estas
estructuras luego fueron superpuestas por el conglomerado de la formacin La
Tabla, lo cual registra destechamiento Maastrichtiano en la Cordillera Central. El
palegeno temprano marca un tiempo de segmentacin de la acumulacin del
entorno debido a la relativa propagacin oeste o suroeste de la falla de Cambao, y
la generacin de espacios de acomodacin en los sinclinales de Guaduas y
Gualanday. Palegeno y deformacin ms joven, tambin espectacularmente
registrada por espesor, depsitos de molasa plegados y fallas y pliegues a mapa
escala, carecen de un tejido de deformacin mesoscopico. Elementos de fbrica
anteriores fueron rotados de forma pasiva a lo largo de ejes horizontales y
trasladados dentro de la propagacin de las lminas de empuje. Este cinturn de
plegamiento ha sido desde entonces un rea positiva, derramando material
clstico dentro de depocentros deformantes activos del Palegeno. Solo la parte
Norte del rea de estudio contiene evidencia para deformacin post-Mioceno, lo
cual est relacionada con la ltima actividad a lo largo de la falla Ibagu.
La orientacin de los elementos de tejido y la magnitud de deformacin interna son
una funcin de la distancia horizontal a la falla de Ibagu, los ejes longitudinales
marcadores de deformacin se encuentran ms cercanos a la tendencia de esta
falla a medida que sta decrece. Similarmente, la magnitud de la deformacin
interna disminuye cuando la distancia de la falla aumenta. Fallas y pliegues a
escala de mapa son oblicuos a la relativamente apretada direccin de transporte
tectnico. La tendencia ENE de la falla de Ibagu puede representar una de las
cizallas sintticas en una zona regional de cizallas con tendencia noreste paralelas
a la Cordillera oriental donde la orientacin de los elementos de tela pueden
inicialmente ser orientados norte-sur y rotados progresivamente hacia
orientaciones ms cercanas al lmite de la zona de cizallas como la deformacin
ha progresado.
Tres bloques continentales: el rgido de Maracaibo, el semi-rigido de la Cordillera
Central, y los dbiles bloques de la Cordillera oriental interactuaron de forma
-
compleja para generar transpresion simultanea destral y sinestral, una larga
rotacin en sentido horario, y una extensin a lo largo del margen noroeste de Sur
Amrica. Cada uno de estos bloques estaba permitido aqu para acomodar
deformacin de manera diferente de acuerdo a su relativa rigidez. Bloques rgidos
acomodan deformacin por rotacin de cuerpos rgidos y traslacin, mientras que
los bloques dbiles acomodan deformacin por distorsin interna y dilatacin. Esta
deformacin se vio impulsada por el avance este a noreste de la deformacin del
frente del Caribe con respecto a la estable Sur Amrica. Valores de esfuerzos,
momento de la deformacin, direccin de transporte tectnico, y estilo estructural
derivado del anlisis hecho en el rea de piedras fueron usados para llevar a cabo
esta reconstruccin regional. El modelo resultante explica situaciones cinemticas
aparentemente incompatibles registradas en el norte de los Andes como el
movimiento simultneo de fallas rumbo-deslizantes destrales y sinistrales,
transpresion destral, y una grande rotacin en sentido horario.