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Introducción
El occidente colombiano (OcC) es el término, con connotación genética, frecuentemente utilizado en la literatura para agrupar la exposición de un conjunto de unidades geológicas formadas en un ambiente marino con un basamento de carácter máfico-ultramáfico (e.g. Case et al., 1971; Bourgois et al., 1982, 1987; McCourt et al., 1984; Restrepo y Toussaint, 1988; Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2002, 2003). Estas unidades están expuestas al occidente de la Falla San Jerónimo, que corresponde a la estructura de longitud regional más oriental de las Fallas de Romeral (cf.Kammer, 1993) o Zona de Cizalla de Romeral (Vinasco, 2019), y que marca el límite occidental de las rocas metamórficas Paleozoicas (Maya y González, 1995) o un límite de terrenos (Restrepo y Toussaint, 1988). De este modo, estudiar la formación y deformación del OcC se constituye en un elemento de gran importancia para el entendimiento de la evolución geotectónica de los Andes del Norte.
Los trabajos geológicos realizados en el OcC para las rocas del periodo Cretácico se enfocan principalmente en establecer el ambiente de formación de las unidades de afinidad oceánica, a partir de descripciones litológicas, datos de geoquímica elemental e isotópica y edades radiométricas y bioestratigráficas. Para las secuencias del Cretácico Inferior, los ambientes de formación propuestos están asociados a sistemas de subducción, ya sea entre corteza oceánica-continental, que generaría una cuenca fore-arc (Barrero, 1979; McCourt et al., 1984), o una cuenca back-arc (Nivia et al., 2006; Zapata et al., 2019; Avellaneda-Jiménez et al., 2020), o entre corteza oceánica-oceánica, que formaría un arco de islas al occidente de un sistema de rifting (Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003; Villagómez et al., 2011). De manera similar, los ambientes de generación propuestos para las unidades del Cretácico Superior establecen un sistema de subducción intra-oceánico, con zonas extensionales asociadas (Barrero, 1979; McCourt et al., 1984; Bourgois et al., 1987), o la formación de una meseta oceánica asociada a la Placa del Caribe (Nivia, 1996; Kerr et al., 1997; Nivia et al., 2006; Villagómez et al., 2011), con desarrollo en su borde oriental de un sistema de subducción intra-oceánico (cf.Jaramillo et al., 2017; Hincapié-Gómez et al., 2017; Cetina et al., 2019; Zapata et al., 2019). La meseta oceánica se ha interpretado como un fragmento de la Gran Provincia Ígnea Cretácica del Caribe (CLIP, por sus siglas en ingles), según el modelo de formación de la Placa Caribe en el Pacífico (cf.Burke, 1988; Nivia, 1996; Kerr et al., 1997; Pindell y Kennan, 2009; Villagómez et al., 2011).
En línea con los ambientes de formación propuestos, la deformación de estas unidades se ha asociado a la dinámica de los sistemas de subducción, que conllevan a procesos de obducción y/o acreción sobre la margen NW de Suramérica durante el Cretácico-Paleoceno (e.g. Toussaint y Restrepo, 1990; Cediel et al., 2003; Cordani et al., 2005; Ramos, 2010; Villagómez et al., 2011). Así mismo, estos procesos ocasionarían eventos de levantamiento y erosión durante el Santoniano-Mastrichtiano, asignados a la orogenia Calima por Barrero (1979), o de tipo Larámide para el lapso del Maastrichtiano (Van der Hammen, 1961).
Por lo tanto, la característica principal de los anteriores modelos es enmarcar la formación de las unidades a sistemas de subducción, que le asignan un carácter alóctono y/o paraautóctono con relación a la margen continental, especialmente para las secuencias volcánicas interpretadas como parte de la CLIP, formadas durante el Cretácico Superior. Sin embargo, aún no es claro cuáles son los límites temporales de la deformación presente en las unidades del OcC para el Cretácico - Paleoceno, ya que la integración de la información litológica y estructural no apoya totalmente los modelos tectónicos propuestos, desconociendo en parte el posible desarrollo in situ de la margen NW de Sur América, la geometría de la deformación de carácter extensional, la distribución de las unidades volcanosedimentarias y la continuidad en los procesos ígneo - metamórficos que asisten la sedimentación y los eventos deformativos.
De este modo, el presente artículo tiene como objetivo establecer los límites temporales de la deformación ocurrida en el OcC durante el Cretácico-Paleoceno, y resaltar las evidencias geológico-estructurales que permiten plantear una hipótesis alternativa para su evolución. El trabajo se enfoca en el sector norte del OcC e incluye un análisis estructural regional y una revisión bibliográfica de las características litológicas, estructurales y geoquímicas de las unidades cretácicas presentes en la zona, con una recopilación de datos geocronológicos y bioestratigráficos publicados. El nuevo planteamiento sugiere la construcción in situ de la margen continental en el Cretácico, bajo un modelo extensional, con desarrollo de estructuras de graben y horst y la evolución a sectores de core complex. Para el límite Cretácico-Paleoceno, el borde continental estaría afectado por procesos compresivos, con formación progresiva de un orógeno transpresional.
Marco geológico
Los Andes del Norte incluyen las Cordilleras Oriental, Central y Occidental de Colombia (Figura 1B). El basamento del orógeno norandino se divide en la zona oriental de carácter ensiálico y en la zona occidental de carácter oceánico (e.g.Restrepo y Toussaint, 1988; Cediel et al., 2003; Ramos, 2010; Toussaint y Restrepo, 2020). La franja entre los dos tipos de basamento corresponde a una zona de transición (o megasutura), que separa materiales oceánicos, densos y de alta velocidad (zona occidental), de materiales continentales, menos densos y de más baja velocidad (zona oriental), evidenciado por estudios de gravedad (e.g. contrastes de anomalía de Bouger en Case et al., 1971) y gradientes de velocidades sísmicas (Meissnar et al., 1976).
Figura 1 A. Mapa geológico estructural del sector norte del OcC modificado de Gómez et al. (2015). El rectángulo en azul resalta el área donde se realizó el análisis estructural (Figura 3). Se muestran las edades radiométricas asociadas con la deformación (Vinasco y Cordani, 2012; Correa et al., 2018a). Explicación en el texto de las flechas observadas. B. Localización del área de estudio. SB: Serranía del Baudó, COc: Cordillera Occidental, CC: Cordillera Central, CO: Cordillera Oriental, CA: Cuenta del Atrato, CCP: Cuenca Cauca-Patía y CVMM: Cuenca Valle del Magdalena Medio.
En la zona de transición se localizan las Fallas de Romeral (cfKammer, 1993) o Zona de Cizalla de Romeral (Vinasco, 2019; Figura 1A), que constituye un área compleja de deformación, conformada por un conjunto de cuatro o más fallas paralelas a semiparalelas, localmente trenzadas. Las fallas se extienden a lo largo del flanco occidental de la Cordillera Central de Colombia y de la Cuenca Cauca-Patía, dentro de una zona de falla de 30 a 50 km de amplitud, incluyendo las fallas San Jerónimo, Sabanalarga, Silvia-Pijáo y Cauca-Almaguer (e.g. Maya y González, 1995; Figura 1A).
En este trabajo se analizan las características litológicas, estructurales y geoquímicas de la zona occidental, conocida como OcC, específicamente su sector norte, que comprende el flanco occidental de la Cordillera Central, Cuenca Cauca-Patía, Cordillera Occidental, con los bloques Cañasgordas (sensuCediel et al., 2003) y Chocó-Panamá (sensuDuque-Caro, 1990), Cuenca del Atrato y Serranía del Baudó (Figura 1B y 2).
Figura 2 Carta cronoestratigráfica del OcC, sector norte. Referencias en el texto y Tablas S1 a S3. Se incluyen las firmas geoquímicas de las unidades ígneas y el marco geodinámico propuesto para la zona.
Al oriente del OcC aflora un basamento metamórfico, que incluye el Complejo Cajamarca, compuesto de esquistos cuarzo-sericíticos, esquistos verdes, filitas, cuarcitas y algunas exposiciones de mármoles (Maya y González, 1995), intruido por granitos gnéisicos del Permo-Triásico (e.g Granito Néisico de Palmitas, Gneis Tonalítico de Horizontes, Mejía, 1984; Milonita Granítica del Guacaica, López-Isaza et al., 2018), stocks de edad Triásico Tardío (e.g. stocks de La Honda y El Buey, Restrepo et al., 1991; Vinasco et al., 2006) y plutones de composición intermedia del Cretácico Tardío (e.g. Batolito Antioqueño; Ordóñez et al., 2007; Villagómez et al., 2011; Leal-Mejía, 2011; Stock de Mariquita, Leal-Mejía, 2011) y del Paleógeno (e.g. Stock de Manizales, Bayona et al., 2012; Batolito de Sonsón, Leal-Mejía, 2011).
El grado metamórfico del Complejo Cajamarca varía desde la facies esquisto verde baja a la facies anfibolita epidota o anfibolita, y el tipo bárico se reporta de baja presión, con formación de andalucita, variedad quiastolita (Bedoya y Toro, 1996), que caracteriza un metamorfismo de tipo Abukuma (Feininger et al., 1972; Hall et al., 1972; González, 1980; McCourt et al., 1984; Bedoya y Toro, 1996). La edad del metamorfismo de las unidades incluidas en este complejo se considera, según relaciones estratigráficas, como Paleozoica (cf. González, 1980; McCourt et al., 1984; Restrepo et al., 1991; Toussaint, 1993). Datos radiométricos U-Pb en circón, 40Ar-39Ar en hornblenda y fengita y K-Ar en biotita, obtenidos en rocas metasedimentarias del Complejo Cajamarca, varían entre 256 y 67 Ma (Barrero y Vesga, 1976; Villagómez et al., 2011; Blanco-Quintero et al., 2014; Bustamante et al., 2017; Correa et al., 2018a; Tabla S1 del Material Suplementario), e indican eventos de metamorfismo regional en el Permo-Triásico y Jurásico (Restrepo et al., 1991; Maya y González, 1995; Blanco-Quintero et al., 2014; Correa et al., 2018a) y metamorfismo dinámico-termal en el Cretácico (Barrero y Vesga, 1976). Este complejo metamórfico se encuentra en contacto fallado con el Complejo Quebradagrande a través de la Falla San Jerónimo (González, 1980; Mejía et al., 1983; Maya y González, 1995).
El Complejo Quebradagrande (sensuMaya y González, 1995) corresponde a la unidad más oriental del OcC. Está compuesto por dos conjuntos litológicos intercalados entre sí: un conjunto sedimentario y otro volcánico y volcanoclástico (González, 1980). El conjunto sedimentario presenta facies siliciclásticas limosas, arenosas y conglomeráticas (con líticos volcánicos), intercaladas con flujos basálticos y rocas piroclásticas, acumuladas en un ambiente marino, con abanico turbidítico proximal (cf.González, 1980; Gómez-Cruz et al., 1995). Por su parte, el conjunto volcánico y volcanoclástico está compuesto de basaltos, diabasas y espilitas de color verde e intercalaciones menores de rocas piroclásticas, chert, arcillolitas y limolitas (cf.Botero, 1963; González, 1980), constituyendo la base y el techo de la unidad (González, 1980). Adicionalmente, en contacto fallado con el complejo, se presenta un conjunto de gabros localmente foliados y peridotitas serpentinizadas y milonitizadas (Botero, 1963; Álvarez y Eckardt, 1970; Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003; Nivia et al., 2006), rocas incluidas en el Complejo Ofiolítico del Cauca (Restrepo y Toussaint, 1974) e interpretadas como producto de la expansión de un fondo oceánico (cf Nivia et al., 2006; Zapata et al., 2019).
Las edades radiométricas y bioestratigráficas reportadas para el Complejo Quebradagrande indican dos periodos de sedimentación y vulcanismo, uno en el Cretácico Inferior y otro en el Cretácico Superior (cf.Zapata et al., 2019; Figura 2; Tablas S1, S2 y S3). Las rocas del Complejo Quebradagrande asignadas al Cretácico Inferior se correlacionan con la Formación Abejorral (González, 1980; Zapata et al., 2019). Esta formación está expuesta al oriente del Complejo Quebradagrande y se encuentra en discordancia angular con el basamento de la Cordillera Central (Burgl y Radelli, 1962; González, 1980). Zapata et al. (2019) describen un contacto inconforme entre la Formación Abejorral y las rocas del Complejo Quebradagrande asignadas al Cretácico Superior, el cual se ve reflejado en la recopilación de edades radiométricas y bioestratigráficas expuestas en la Figura 2.
El Complejo Quebradagrande presenta deformación dinámica asociada a pulsos de reactivación tectónica de la Falla San Jerónimo, datada a partir de edades 40Ar-39Ar en tobas con fábrica milonítica entre 9072 Ma, con metamorfismo en facies esquistos verdes (cf Vinasco, 2001; Cuéllar-Cárdenas et al., 2003; Vinasco y Cordani, 2012; Moreno-Sánchez et al., 2016). También se reporta metamorfismo regional en facies ceolita, prehnita-pumpelita y esquistos verdes, atribuido a metamorfismo de fondo oceánico o debido a metamorfismo dinámico (González, 2001; Nivia et al., 2006). La sucesión volcanosedimentaria para la zona de estudio está intruida por una serie de cuerpos de diorita y cuarzodiorita, con deformación cataclástica y edades U-Pb ca. 70 Ma (e.g. Diorita de Heliconia; Álvarez y González, 1978; Jaramillo et al., 2017).
En términos de emplazamiento tectónico, se ha propuesto una acreción diacrónica del Complejo Quebradagrande a la margen (de sur a norte) durante el Albiano-Campaniano, que genera emplazamiento local de rocas de alta presión (McCourt et al., 1984; Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003; Nivia et al., 2006; Villagómez et al., 2011). También se ha propuesto el cierre de cuencas back-arc contra la margen continental, debido al cambio de régimen extensional a compresivo, ocurrido entre 100-86 Ma, y relacionado con la dinámica de un acercamiento progresivo de la meseta oceánica (Zapata et al., 2019).
Al occidente del Complejo Quebradagrande se presenta el Complejo Arquía, en contacto fallado a través de la Falla Silvia Pijao (Maya y González, 1995). El Complejo Arquía corresponde al basamento metamórfico que aflora en el OcC e incluye en su sector norte: a) anfibolitas (e.g. Esquistos Anfibólicos del Río Cauca; González, 1976) y esquistos cuarzo-sericiticos y grafitosos (e.g. Esquistos de Sabaletas, Toussaint et al., 1980) con metamorfismo regional Barroviano en facies esquistos verdes (Restrepo, 1986; González, 2001; García-Chinchilla, 2010); b) gneises cuarzo-feldespáticos y biotíticos, intercalados con esquistos biotíticos, cuarcitas micáceas y cuarcitas feldespáticas (e.g. Gneis de Chinchiná, Estrada et al., 2001), el cual presenta metamorfismo en facies anfibolita de baja presión (González, 2001); y c) rocas meta-sedimentarias con bajo grado de metamorfismo en la parte inferior de la facies esquistos verdes (e.g. Metasedimentitas de Sinifaná; González, 1976; Mejía, 1984; González, 2001). Edades radiométricas de estas unidades y de cuerpos ígneos Triásicos, que intruyen las secuencias metasedimentarias del Complejo Arquía (e.g. Diorita de Pueblito con edad U-Pb en circón de 233±14 Ma y 236±15 Ma, Rodríguez-Jiménez et al., 2018; Stock de Amagá con edad U-Pb en circón de 227,6±4,5 Ma, Vinasco et al., 2006), indican protolitos sedimentarios del Paleozoico e ígneos del Triásico, y eventos de metamorfismo del Pérmico y Cretácico (Tablas S1 y S3).
El Complejo Arquía se encuentra en contacto fallado con la Formación Barroso a través de la Falla Cauca-Almaguer (cf.Álvarez y González, 1978; Mejía, 1984; Guiral-Vega et al., 2015; Correa et al., 2018b). A su vez, la Formación Barroso está en contacto fallado con el Complejo Cajamarca a través de la Falla Sabanalarga (cf.Álvarez y González, 1978; Mejía, 1984; Figura 1A). La Formación Barroso está compuesta en la base por rocas volcánicas y volcanoclásticas intercaladas con caliza y chert, y al tope por rocas sedimentarias que incluyen lodolitas, areniscas de grano fino y chert, con intercalaciones de rocas piroclásticas (Álvarez y González, 1978; Correa et al., 2018a), acumuladas en un ambiente marino de plataforma a mar abierto, acompañado de vulcanismo submarino (Correa et al., 2018a). Las edades bioestratigráficas y radiométricas restringen el periodo de vulcanismo y sedimentación para la Formación Barroso entre el Albiano medio y Campaniano (Figura 2; Tablas S1, S2 y S3), donde se resaltan edades en fósiles de amonitas del Albiano medio (Etayo-Serna et al., 1980) y del Campaniano superior (Correa et al., 2018a), foraminíferos que indican una edad Santoniano-Maastrichtiano (Etayo-Serna et al., 1980) y edades U-Pb en circón obtenidas en rocas volcánicas y piroclásticas entre 95-78 Ma, interpretadas como edades de cristalización (Correa et al., 2018a).
La Formación Barroso está intruída por: a) cuerpos plutónicos de composición intermedia sin deformación penetrativa, con edades de cristalización U-Pb en circón entre ca. 100 y 90 Ma (e.g. Tonalita de Buriticá, González y Londoño, 2002; Weber et al., 2015; Correa et al., 2018a); b) intrusivos de composición intermedia con deformación penetrativa y edades U-Pb en circón entre 86-79 Ma (e.g. Tonalita de Santa Fe de Antioquia, Correa et al., 2018a; y Stock de Mistrató, Calle y González, 1982; Pardo-Trujillo et al., 2020); y c) cuerpos de composición intermedia a félsica sin evidencias de deformación penetrativa y con edades de cristalización U-Pb en circón de alrededor de 69 Ma (e.g. Stock Monzonítico de Irra, Mosquera, 1978; Leal-Mejía, 2011).
Particularmente, la Tonalita de Santa Fe de Antioquía presenta un núcleo de rocas metamórficas que alcanza facies granulita (Granulita de Pantanillo, Rodríguez et al., 2012). Las dos unidades muestran contactos difusos y desarrollo de estructuras en schlieren (o fajas melanocráticas parcialmente reabsorbidas) que indican la coexistencia de diferentes tipos de rocas a altas temperaturas (Weber et al., 2015). La paragénesis de la granulita indica condiciones de formación a alta temperatura (~700°C) y baja presión (<0,6 GPa) (GEOESTUDIOS, 2005; Rodríguez et al., 2012).
Para la unidad metamórfica se reportan edades U-Pb en circón entre 87 y 80 Ma, interpretadas como la edad del protolito (Correa et al., 2018a; Figura 2). Adicionalmente, el Stock de Mistrató presenta una gradación transicional a metagabros que alcanza facies granulita incluidos en la unidad Granulita de Mistrató (Toro-Toro et al., 2020). La Granulita de Mistrató registra, según datos de modelamiento termodinámico, condiciones de presión y temperatura de 1,15±0,05 Gpa y 900±50°C (Toro-Toro et al., 2020).
En la zona de contacto entre la Formación Barroso y la Tonalita de Santa Fe de Antioquia con el basamento metamórfico, se describen rocas volcánicas e intrusivas con fábrica planar (foliación milonítica y cataclástica) que definen zonas de cizalla (cf Álvarez y González, 1978; Mejía, 1984; García-Chinchilla,2010; Guiral-Vega et al., 2015; Correa et al., 2018a). Las estructuras planares se atribuyen a la actividad de las fallas Sabanalarga y Cauca-Almaguer, que generan un metamorfismo dinámico (cf Álvarez y González, 1978; Mejía, 1984; Guiral-Vega et al., 2015; Correa et al., 2018a). Los planos de foliación milonítica en la Formación Barroso, asociados a la actividad de la Falla Cauca-Almaguer, presentan un rumbo N-S, inclinaciones entre 30-45° y 50-85° y buzamiento al E-SE preferencialmente (García-Chinchilla,2010; Correa et al., 2018a), y en general, indican un movimiento sinestral con componente normal (Correa et al., 2018a). Por su parte, los planos de foliación milonítica en la Tonalita de Santa Fe de Antioquia, asociados a la actividad de la Falla Sabanalarga, presentan rumbos N, NNW y NNE, inclinaciones entre 22-70°, buzamiento preferencial al W y cinemática dextral (Correa et al., 2018b).
Para esta zona de deformación, se reporta una edad U-Pb en una milonita a partir de la Formación Barroso de 75,3±3,8 Ma, con cristales de origen ígneo y metamórfico y sin clara interpretación de la edad; y una edad U-Pb en una milonita a partir de la Tonalita de Santa Fe de Antioquia de 69,3±1,9 Ma, interpretada como la edad de cristalización del protolito (Figura 2; Correa et al., 2018a, 2018b).
Al occidente de la Formación Barroso se encuentra la Formación Penderisco (Álvarez y González, 1978). La unidad está dividida en el Miembro Urrao, de carácter principalmente siliciclástico, y en el Miembro Nutibara de carácter biogénico/químico (Álvarez y González, 1978; González, 2001; González y Londoño, 2003). Estos miembros definen una secuencia continua de base a techo, con variaciones laterales de facies y contacto transicional (Álvarez y González, 1978; González, 2001; Díaz-Cañas, 2015; Pardo-Trujillo et al., 2020). El ambiente de sedimentación se ha interpretado de origen marino, con abanicos turbidíticos proximales (Miembro Urrao), acumulados sobre las rocas volcánicas de la Formación Barroso, y áreas más distales en zonas de talud continental (Miembro Nutibara) (cf.Hoyos-Estrada et al., 1990; González, 2001; Díaz-Cañas, 2015; Pardo-Trujillo et al., 2020). Adicionalmente, se registran depósitos marinos poco profundos atribuidos a islas oceánicas (Moreno-Sánchez et al., 2002; Pardo-Trujillo et al., 2020).
Para el Miembro Urrao se reportan fósiles de radiolarios y foraminíferos con edad del Campaniano-Maastrichtiano (González, 2001 y referencias allí; Pardo-Trujillo et al., 2002) y fósiles de amonitas del Coniaciano-Maastrichtiano (GEOESTUDIOS, 2005; Díaz-Cañas, 2015). Por su parte, el Miembro Nutibara presenta nanofósiles del Santoniano-Maastrictiano (Pardo-Trujillo et al., 2020), fósiles de radiolarios con edades entre el Maastrichtiano-Paleoceno y foraminíferos del Paleoceno tardío-Eoceno temprano (Bourgois et al., 1983 en Pardo-Trujillo et al., 2020). Las edades U-Pb en circón detrítico indican edades de máxima acumulación entre 72-76 Ma (Correa et al., 2018a; León et al., 2018; Pardo-Trujillo et al., 2020) y de 55±4,8 Ma (León et al., 2018). Así, las edades bioestratigráficas y radiométricas indican un periodo de sedimentación del Coniaciano-Eoceno para la Formación Penderisco (Figura 2; Tablas S1, S2 y S3). Además, a partir de análisis de procedencia detrítica, con estudio de composición de líticos y edades U-Pb, se indica una fuente de sedimentos primaria de afinidad continental (Pardo-Trujillo et al., 2020).
La Formación Penderisco presenta plegamiento y cizallamiento, con incipiente foliación penetrativa paralela a la estratificación y metamorfismo de bajo grado en facies prehnita-pumpellyta (cf.Álvarez y González, 1978; González y Londoño, 2003; Calle y Salazar, 1999; Estrada et al., 2001). También, se reporta el aumento en la intensidad de la deformación de oriente a occidente (Botero, 2017; Tabla S3). El contacto entre las formaciones Barroso y Penderisco es de tipo concordante y localmente fallado (Álvarez y González, 1978; Hoyos-Estrada et al., 1990; Correa et al., 2018a) o discordante para otros autores (cf.GEOESTUDIOS, 2005; Díaz-Cañas, 2015; León et al., 2018; Pardo-Trujillo et al., 2020).
Ambas formaciones están espacialmente relacionadas con la unidad informal denominada Diabasas de San José de Urama (Mejía y Salazar, 1989; Figura 1A y 2). Esta unidad agrupa una gran cantidad de derrames, diques y silos diabásicos, intercalados con capas de chert de la Formación Penderisco en contacto fallado (Rodríguez et al., 2013a) y con basaltos de la Formación Barroso en contacto transicional (Correa et al., 2018a). Para las diabasas intercaladas con las capas de chert, se reporta una edad meseta 40Ar-39Ar en roca total de 155,1±11 Ma, interpretada como la edad de cristalización (Rodríguez y Arango, 2013), y para las diabasas asociadas con los basaltos de la Formación Barroso se reporta una edad meseta 40Ar-39Ar en roca total de 97±6 Ma, sin una clara interpretación (Correa et al., 2018a).
Las unidades volcánicas del Cretácico Superior están incluidas en la CLIP (meseta oceánica), y para su emplazamiento tectónico se ha planteado un proceso de colisión y dispersión sobre la margen continental del NW de Suramérica en el límite Cretácico-Paleógeno, impulsado por el desplazamiento de la Placa del Caribe (Villagómez et al., 2011; Cardona et al., 2011; Vinasco y Cordani, 2012; Villagómez y Spikings, 2013; Spikings et al., 2015; Jaramillo et al., 2017; Zapata et al., 2019). Las unidades sedimentarias del Campaniano-Maastrichtiano (e.g. Formación Penderisco) depositadas y/o intercaladas con las unidades volcánicas se han interpretado como unidades sin- a postcolisión y fragmentación del basamento oceánico (cf.León et al., 2018; Pardo-Trujillo et al., 2020).
Finalmente, la sucesión volcano-sedimentaria Cretácica más occidental del sector norte del OcC, ubicada en la costa Pacífica, corresponde a los Basaltos de Baudó (Macía, 1985) (Figura 1A y 2). Esta unidad está compuesta de basaltos y gabros, con intercalaciones menores de tobas, chert, limolitas y areniscas (Macía, 1985; Kerr et al., 1997; Parra y González, 2002). Para los basaltos se reporta una edad meseta 40Ar-39Ar en roca total de 73,6±0,8 Ma, y para los gabros una edad meseta 40Ar-39Ar en plagioclasa de 72,5±0,4 Ma (Kerr et al., 1997). La sucesión está suprayacida en contacto discordante por una secuencia sedimentaria de origen marino, intercalada con basaltos, y considerada del Eoceno (Macía, 1985; Cossio, 2003). Los Basaltos del Baudó están separados de la sucesión Cretácica más oriental (formaciones Barroso y Penderisco) por la Cuenca de Atrato y las unidades Cenozoicas presentes en esta (Figura 1).
Metodología
A partir de la revisión bibliográfica de las características litológicas, estructurales y de las edades bioestratigráficas y radiométricas disponibles en la literatura, se elaboró una carta cronoestratigráfica de las unidades presentes en el sector norte del OcC (Figura 2, Tablas S1, S2 y S3).
El análisis estructural regional (escala 1:50.000 y 1:100.000) se realizó en la porción norte de la zona de estudio, entre los municipios de Sabanalarga, Santa Fe de Antioquia, Dabeiba y Urrao, departamento de Antioquia (Figura 1A y 3). Incluye 1.382 datos correspondientes a planos de estratificación y foliación (magmática, esquistosidad y milonítica), lineación mineral y ejes de charnela (Tabla S4). Los datos se obtuvieron de los proyectos de cartografía geológica y geomorfológica realizados por el Servicio Geológico Colombiano (SGC) entre los años 1980 y 2018, que incluyen las planchas geológicas: 114 (Rodríguez et al., 2013b), 129 (Londoño y González, 2002), 130 (Mejía et al., 1983), 130I y 130III (Correa et al., 2018b), 145 (González y Salazar, 2002) y 146 (Mejía et al., 1983), publicadas para su uso libre en el Motor de Integración de Información Geocientífica (MIIG) de la entidad. Se adicionaron datos estructurales obtenidos por los autores en el marco del proyecto Modelo Tectónico de Colombia 2020 del SGC. Los datos de planos de foliación milonítica con lineación se procesaron en el software TectonicsFP 1.7.8. (Reiter y Acs, 1996-2017); se obtuvieron gráficos de diedros rectos NDA (Numerical Dynamic Analysis, siglas en ingles) y vectores de deformación (ejes P-B-T, presión-intermedio-tensión). Para este análisis, se optó por emplear el método de deformación y generación de ejes de presión y tensión (cf.Marrett y Allmendinger, 1990, 1991), los cuales están relacionados con los ejes de esfuerzos principales y reflejan de manera aproximada el vector de esfuerzos cuando se dispone de datos con una sola tendencia estructural. Los datos de planos de estratificación, foliación metamórfica y foliación milonítica se procesaron con el software Stereonet 10.2.8. (Allmendinger et al., 2013); se obtuvieron gráficos de polos y contornos, con el objetivo de observar las tendencias estructurales.
Para un conjunto de datos de foliación milonítica con fuerte inclinación (13 datos), medidos en basaltos de la Formación Barroso que se encuentran en contacto fallado con la unidad Granulita de Pantanillo, se adelantó la rotación de planos en relación con el plano de contacto. Lo anterior se realizó al tener en cuenta que, a 200 metros del contacto, la actitud de los planos de foliación se observa subhorizontal; se asume de este modo que los datos cercanos al contacto son modificados por rotación de bloques en la vertical. Para el proceso de rotación, se empleó el procedimiento descrito en Babín-Vich y Gómez-Ortiz (2010).
El análisis de los datos geoquímicos incluye una base de datos (Tabla S5) recopilada y actualizada por el Servicio Geológico Colombino (SGC), y que es empleada en este trabajo con el objetivo de analizar la variación espacial y composicional del magmatismo Cretácico-Eoceno. Los análisis de roca total incluyen datos de elementos mayores y datos variables de elementos traza. Los datos fueron procesados empleando el software GCDkit (Janousek et al., 2006). De la base de datos empleada (296 datos; Tabla S5), se filtraron los datos según el grado de alteración de las rocas, el contenido de sílice (rocas intrusivas con valores mayores a 55% en peso) y la calidad de los resultados analíticos (perdida por ignición; LOI<3%). El cálculo del grado de alteración de las rocas se hizo en tres etapas siguiendo la metodología propuesta por Ohta y Arai (2007), Davies y Whitehead (2010) y Wilt (1993).
Resultados
Análisis estructural regional
El análisis estructural regional incluye datos de planos de estratificación y foliación (magmática, esquistosidad y milonítica), lineación mineral y ejes de charnela (Tabla S4). Las características estructurales del área de estudio se describen por unidad desde la más antigua a la más reciente.
El Complejo Cajamarca presenta una foliación metamórfica definida por minerales de cuarzo y sericita, con tendencia N-S y alto ángulo (-52°) de inclinación (Figura 3A). Esta foliación presenta una sobreimposición de fábrica milonítica en las áreas cercanas a las fallas Sabanalarga y Espíritu Santo. La fábrica milonítica está definida por estructuras S-C (esquistosidad-clivaje banda de cizalla), pliegues apretados (Figura 4A), bandas tipo kink y formas sigmoidales (agregados cristalinos), que indican una cinemática dextral con un eje compresivo máximo orientado 036°N (NNE-SSW) en un régimen transcurrente, y transporte tectónico al NNE.
Figura 3 Mapa geológico-estructural con los gráficos estructurales obtenidos del análisis estructural regional. Mapa geológico modificado de Rodríguez et al. (2013b), Álvarez et al. (1975), Londoño y González (2002), González y Salazar, 2002, Correa et al., 2018b y Mejía et al., 1983. Leyenda de unidades en Figura 1. Adición de las unidades K2bm: Formación Barroso milonítica, K2Tsm: Tonalita de Santa Fe de Antioquia milonítica y K2Tsf: Tonalita de Santa Fe de Antioquia foliada. Se presentan diagramas de polos y contornos para planos de estratificación y foliación, y diagrama de Diedros Rectos NDA (balón de playa, donde los cuadrantes oscuros denotan extensión y los cuadrantes claros comprensión) con ejes de P (presión), B (intermedio), T (tensión) para datos de foliación milonítica con lineación y cinemática.
Figura 4 Evidencias de deformación dúctil, dúctil-frágil y frágil en la zona de estudio, e interpretación cinemática (explicación en el texto). A. Complejo Cajamarca milonítico. B. Complejo Arquía-esquistos. C. Complejo Arquía-anfibolitas. D. Complejo Quebradagrande. E. Tonalita de Santa Fe de Antioquia milonítica. F. Milonitas en Granulita de Pantanillo. G. Formación Barroso milonítico-sector Santa Fe de Antioquia. H. Formación Barroso milonítico-sector Cañaveral. I. Formación Penderisco. J. Diabasas de San José de Urama con intercapaciones de capas de chert. Derecha fotografías sin interpretación, izquierda fotografías con interpretación.
El Complejo Arquía en el área está representado por los Esquistos de Sabaletas y por las Anfibolitas del Rio Cauca (Figura 3). Los esquistos presentan una foliación metamórfica definida por cuarzo, moscovita y clorita-epidota, con rumbo NNW-SSE y alto ángulo (-57°) de inclinación, con sobreimposición de fábrica milonítica en dirección N-S. La fábrica milonítica está definida por cuarzo alargado, moscovita tipo fish, pliegues disarmónicos, bandas tipo kink, crenulaciones y objetos de forma sigmoidal en fragmentos de roca, que indican una cinemática dextral, con dirección de compresión máxima 035°N (NNE-SSW) en un régimen transcurrente (Figuras 3B y 4B). Por su parte, las anfibolitas presentan una foliación metamórfica definida por cristales de plagioclasa y hornblenda, con tendencia NNW-SSE y alto ángulo (-63°) de inclinación (Figura 3C). Esta unidad se encuentra afectada por la sobreimposición local de una fábrica milonítica, con rumbo NW-SE, y que es evidenciada por una foliación con marcada orientación de cristales de hornblenda prismática (lineación mineral), sigmoides de porfiroblastos de cuarzo, bandas tipo kink y pliegues por cizalla (Figura 4C), que indican una cinemática dextral con dirección de compresión máxima 345°N (NNW-SSE) en un régimen transtensional y transporte tectónico al NNW (Figura 3C).
El Complejo Quebradagrande presenta una estratificación definida por capas de chert, capas de areniscas y flujos de basaltos intercalados. La estratificación se observa plegada, con planos tanto subverticales como subhorizontales, manteniendo un rumbo NW-SE (Figura 3D). La relación geométrica de los planos de estratificación plegados indica una dirección de compresión máxima NE-SW. Adicionalmente, se reportan planos de foliación con tendencia NE-SW (ortogonal a la estratificación, Figura 4D), principalmente de bajo ángulo (-30°) de inclinación.
La Tonalita de Santa Fe de Antioquia presenta tres zonas con diferentes características y grados de deformación, las cuales de occidente a oriente corresponden a: a) Tonalita de Santa Fe de Antioquia, sin ningún tipo de deformación dúctil o dúctil-frágil, la cual presenta xenolitos de rocas volcánicas pertenecientes a la Formación Barroso (e.g. Correa et al., 2018a, 2018b); b) Tonalita de Santa Fe de Antioquia foliada, con foliación de origen magmático y rumbo NE-SW (Figura 3J), definida por la orientación de hornblenda y plagioclasa, flujo de enclaves máficos e inyecciones graníticas dentro de la Granulita de Pantanillo; y c) Tonalita de Santa Fe de Antioquia milonítica, con desarrollo de una fábrica milonítica evidenciada por estructuras S-C (Figura 4E), porfiroblastos de cuarzo y porfiroclastos de hornblenda.
En el área de estudio se analizan dos sectores con desarrollo milonítico: el Sector de Liborina que exhibe una foliación milonítica N-S y alto ángulo (71°) de inclinación, con cinemática dextral formada bajo una dirección de compresión máxima de 034°N (NNE-SSW) en un régimen transcurrente y transporte tectónico al NNE (Figura 3E); y el Sector Cañaveral, donde se observa una foliación milonítica con tendencia NNE-SSW y alto ángulo (66°) de inclinación, que muestra una cinemática principalmente dextral con dirección de compresión máxima 249°N (WSW-ENE) en un régimen transpresional (Figura 3F). Cabe resaltar que existe una oblicuidad y/o paralelismo entre la tendencia de la foliación milonítica y el contacto entre la Tonalita de Santa Fe de Antioquia y la Formación Barroso.
En la Granulita de Pantanillo se observa una foliación metamórfica con rumbo ENE-WSW (Figura 3K), definida principalmente por bandeamiento composicional de minerales félsicos (plagioclasa dominante) y máficos (anfíbol, piroxeno). La unidad se encuentra afectada por zonas miloníticas angostas (aproximadamente de un metro de espesor), con rumbo NNE-SSW y alto ángulo (~66°) de inclinación. Las zonas miloníticas se caracterizan por presentar estructuras S-C que indican una cinemática sinestral (Figura 4F), formadas bajo una dirección de compresión máxima de 352°N (N-S) en un régimen transcurrente y transporte tectónico al NNE (Figura 3G).
La solución de los planos de foliación milonítica bajo un régimen transcurrente a transpresional, de las rocas del Complejo Cajamarca, Arquía, Granulita de Pantanillo y Tonalita de Santa Fe de Antioquia, se genera en un eje de esfuerzo de compresión máximo 194°N (Figura 1A).
La Formación Barroso presenta deformación frágil predominante y dúctil concentrada en la margen occidental del trazo de las fallas Sabanalarga y Cauca-Almaguer (Figura 3). Las rocas con deformación dúctil se denominan en este trabajo Formación Barroso milonítica, y se analizan en dos sectores. En el Sector Santa Fe de Antioquia, se observan basaltos y tobas con planos de foliación milonítica subparalela a los planos de estratificación, los cuales, hacia el contacto fallado con la unidad Granulita de Pantanillo, se presentan verticalizados y plegados, formando pliegues recumbentes isoclinales, con una vergencia hacia el SE. Los datos tomados en esta zona de contacto se rotaron al tener en cuenta que, a 200 metros del contacto, los planos de foliación presentan un ángulo de inclinación bajo-intermedio (entre 20 y 45°). Estos planos presentan rumbo NNE-SSW y se encuentran levemente plegados, mostrando una cinemática sinestral evidenciada por la vergencia del plegamiento y por objetos de forma sigmoidal en fragmentos de roca (Figura 4G). La cinemática sinestral responde a una dirección de compresión mínima 094°N (E-W), inclinada 18°, en un régimen transtensional, con transporte tectónico al SW y E (Figura 3H). Por otra parte, en el Sector Cañaveral se reporta una foliación milonítica a cataclástica a partir de basaltos, con rumbo N-S y ángulos de inclinación intermedios (38°) a altos (-70°). La foliación milonítica se evidencia por sigmoides de cuarzo que indican un movimiento dextral, con una compresión mínima en dirección 112°N (E-W) inclinada 12°, en un régimen transtensional y transporte tectónico preferencial al NW (Figuras 3I y 4H). En promedio, todos los datos que exhiben una solución transtensional responden a una dirección de compresión mínima 103°N.
La deformación frágil a dúctil-frágil de la Formación Barroso es evidenciada por fallamiento y plegamiento de la estratificación, tanto de su miembro sedimentario como volcánico, y cuya geometría se ajusta a un acortamiento en dirección E-W (Figura 3L-3M). La cartografía de la unidad define una estructura regional de tipo sinclinal, en cuyo núcleo se dispone el miembro sedimentario (Figura 3). En el eje del sinclinal o cercano a este, se observan emplazados granitoides de composición intermedia (e.g. Tonalita de Buriticá).
La Formación Penderisco presenta deformación frágil y desarrollo de pliegues anticlinales y sinclinales con tendencia general N-S y vergencia principalmente al E, afectados por fallas inversas (Figura 3N). La geometría del plegamiento indica un acortamiento en dirección E-W. Hacia el borde occidental de la unidad, se registra el aumento en la intensidad de la deformación, evidenciado por el plegamiento isoclinal apretado y por el desarrollo de clivaje disyuntivo semiparalelo a la estratificación, con rumbo NNW-SSE (Figuras 3O y 4I).
La unidad Diabasas de San José de Urama presenta plegamiento de capas de chert con desarrollo de boudines rodeados por una matriz de roca volcánica alterada (diabasas) y planos de cizalla paralelos a semiparalelos al rumbo de la estratificación. La estratificación de las capas de chert y los silos de diabasa presentan un rumbo aproximado N-S y una alta variación en el ángulo de buzamiento (Figuras 3P y 4J).
Geoquímica
Los datos geoquímicos analizados en este trabajo se emplearon principalmente para establecer cambios en la composición magmática que puedan proveer información relacionada con los procesos tectónicos. Existen algunas limitantes con esta aproximación, especialmente cuando se intenta obtener información genética de rocas con fuentes mantélicas que han experimentado procesos de diferenciación magmática (e.g. cristalización fraccionada, asimilación cortical, mezcla de magmas) o alteración que modifique la composición original de la fuente (cf.Wilson, 2007). A continuación, se describen las principales características geoquímicas del magmatismo en el sector norte del OcC; se agrupa la información en rocas plutónicas y volcánicas. El análisis permite rastrear los cambios espaciales en la composición magmática durante el Cretácico-Eoceno. La distribución de las muestras analizadas químicamente se presenta en la Figura 5, la cual permite observar la variabilidad geoquímica en el área.
Figura 5 Mapa geológico-estructural donde se observa la distribución espacio-temporal de las muestras analizadas químicamente y las edades radiométricas reportadas para la porción norte del área de estudio. Leyenda de las unidades geológicas en las Figura 1 y 3.
El registro magmático estudiado incluye datos de las rocas intrusivas: Tonalita de Buriticá, Tonalita de Santa Fe de Antioquia y Stock Monzonítico de Irra, y de las unidades volcánicas: Diabasas de San José de Urama, Complejo Quebradagrande, Formación Barroso, Basaltos de Baudó y Complejo Santa Cecilia - La Equis (Tabla S5).
Rocas pplutónicas del Cretácico: las rocas plutónicas del Cretácico expuestas en el sector norte del OcC presentan composiciones ácidas (SiO2 entre 58 y 75% en peso), concentraciones de sodio y potasio entre 4 y 8%, carácter metaluminoso a peraluminoso de bajo, medio y alto grado, firmas de granitoides cálcicos magnesianos (Frost et al., 2001; 2016), y afinidad a las series magmáticas calcoalcalinas (Figura S1A-S1D; Tabla S5).
Las muestras despliegan patrones de enriquecimiento en elementos de radio iónico grande (LILE) y elementos de tierras raras ligeras (LREE) (LaN/ YbN 1,4-15,1) en comparación con los elementos de alto potencial iónico (HFSE) y de tierras raras pesadas (HREE), respectivamente (Figura S1E-S1F). Adicionalmente, se distinguen anomalías positivas de Ba, Pb y Sr, y negativas de Nb-Ta que caracterizan las rocas relacionadas con ambientes de subducción.
Rocas volcánicas Cretácico-Eoceno: las rocas volcánicas se localizan entre los campos de los basaltos, basalto-andesitas y andesitas, según el diagrama Nb/Y vs Zr/Ti (Pearce, 1996; Floyd y Winchester, 1975) (Figura S2A) y tendencia subalcalina. Las muestras presentan una afinidad inicial con las series magmáticas toleíticas y evolución a las series calcoalcalinas en el Cretácico Superior - Eoceno (Figura S2B). Algunas muestras se disponen a lo largo del arreglo del manto con composiciones cercanas a los campos N-MORB, T-MORB y E-MORB. Sin embargo, se puede observar que un grupo de muestras presenta un aumento en la razón Th/Nb, que las ubica dentro del campo de los arcos volcánicos continentales y oceánicos (Figura S2C). Por otra parte, una aproximación a las condiciones de fusión se muestra en la Figura S2D, donde se emplearon las muestras que pertenecen al arreglo del manto localizándolas en el campo MORB (N-MORB, E-MORB), indicando fusión a bajas profundidades.
Adicionalmente, las rocas volcánicas presentan patrones de enriquecimiento en LILE en comparación con elementos HFSE; se identifican anomalías positivas de Ba, Pb y Sr, y negativas de Nb-Ta, similares a los patrones presentados en las rocas de arco (Figura S2E). En patrones de REE, las rocas del sector norte se caracterizan por un mayor contenido de LREE en comparación con las HREE (LaN/YbN 0,26-22,19) y patrones planos de HREE (Figura S2F).
Interpretación de resultados
Características geológico-estructurales de la zona de estudio
A continuación, se interpretan las características geológico-estructurales de las unidades, según la información consignada en la carta cronoestratigráfica de la Figura 2 y los resultados obtenidos en el análisis estructural.
Basamento metamórfico: el basamento metamórfico de la zona de estudio incluye bloques del Complejo Cajamarca y del Complejo Arquía. Según la información de los datos radiométricos publicados para los complejos (Figura 2; Tablas S1 y S3), ambos experimentan metamorfismo Permo-Triásico y son intruidos por cuerpos ígneos de edad Triásica. El Complejo Cajamarca presenta planos de esquistosidad con tendencia N-S. Por su parte, el Complejo Arquía presenta planos de esquistosidad con tendencia NNWSSE, aunque basados en el análisis de la cinemática de las fallas actuales que limitan el complejo, se sugiere la rotación horizontal antihoraria de estos bloques (flecha azul en Figura 3, cerca de G), que afectaría la tendencia de la foliación metamórfica. Lo anterior también se sugiere en Grajales et al. (2020), quienes indican rotaciones antihorarias de al menos 30° en el sector norte del OcC, atribuidas a la orogenia Andina y soportadas por la disposición geométrica de las rocas intrusivas paleogenas, cuyo eje mayor debería ser paralelo a la dirección de desplazamiento de la Placa Farrallón. En este sentido, los complejos llegarían a presentar planos de foliación metamórfica paralela a la tendencia estructural N-S.
A partir de la correlación temporal de los complejos metamórficos (Figura 2), su cercanía espacial en la zona de estudio (-4-8 km; Figura 3) y el patrón de foliación metamórfica aproximadamente N-S, se interpreta que estos experimentaron los eventos Permo-Triásicos documentados para la zona, y que conforman el basamento del borde continental pos-Triásico de la margen NW de Sur América, al ser delimitados por la Zona de Cizalla Romeral (sensuVinasco, 2019). Lo anterior también ha sido concluido por otros autores (e.g.McCourt et al., 1984; Aspden et al., 1987; Nivia et al., 2006).
Secuencia volcano-sedimentaria del Cretácico Inferior: el Cretácico Inferior se representa por la parte basal del Complejo Quebradagrande (González, 1980; Gómez-Cruz et al., 1995), la cual se correlaciona con la Formación Abejorral (González, 1980; Zapata et al. , 2019). Esta formación se dispone en discordancia angular sobre rocas metamórficas del Complejo Cajamarca e intrusivos Triásicos (cf.Burgl y Radelli, 1962; González, 1980). En este sentido, la secuencia volcano-sedimentaria del Cretácico Inferior se deposita sobre el basamento metamórfico de la margen continental (cf.Nivia et al., 2006; Zapata et al., 2019), el cual experimenta un proceso de extensión que da origen a la apertura de una cuenca restringida en el borde NW de Suramérica (cfCediel et al., 2003; Nivia et al., 2006; Zapata et al., 2019; Avellaneda-Jiménez et al., 2022).
En la actualidad, el registro volcano-sedimentario aflora a modo de franjas N-S a NW-SE, limitado del Complejo Cajamarca por la Falla San Jerónimo (cf.Álvarez, 1983; Mejía et al., 1983; Maya y González, 1995; Villagómez et al., 2011; Gómez et al. (2015)) y del Complejo Arquía por la Falla Silvia-Pijao (Bustamante et al., 2011; Cochrane et al., 2014; Maya y González, 1995; Ruiz-Jiménez et al., 2012; Vinasco y Cordani, 2012). Bajo un contexto extensional, las relaciones tectónicas y estratigráficas del basamento y la secuencia volcano-sedimentaria, limitadas por las fallas de San Jerónimo y Silvia Pijao, así como el ambiente de formación, permiten interpretar estas importantes estructuras como fallas de cinemática normal, que conformarían un sistema de grabens y horsts en el borde continental durante el periodo Cretácico (Figura 6). La asignación de la Falla San Jerónimo como falla normal durante el Cretácico Temprano también ha sido sugerido por Zapata et al. (2019). Estas estructuras fueron reactivadas a rumbo por procesos tectónicos posteriores, descritos más adelante.
Figura 6 Esquema estructural de la zona de estudio para el Cretácico Superior (~75 Ma), sin tener en cuenta el acortamiento ocasionado por los eventos contractivos-transpresivos posteriores. Los números en el mapa corresponden a la localización de los afloramientos de la Figura 7.
Figura 7 Evidencias de campo que sustentan el modelo propuesto. Localización de afloramientos en la Figura 6. A. Sucesión de capas de areniscas, lodolitas y chert con variaciones de espesor, ligeramente más grueso hacia la derecha de la imagen. Se resalta una superficie discordante intraformacional que denota control estructural en la depositación extensional. Se observa fallamiento de tipo normal, con sectores parcialmente invertidos. B. Granitoide intruido por diques máficos. En el lado izquierdo de la imagen se observa el bloque yacente de una falla normal, el cual presenta diques y diaclasas verticales en una zona de deformación frágil. En el lado derecho se observa el bloque colgante con desarrollo de objetos de forma sigmoidal en fragmentos de roca que indican una cinemática normal, en una zona de deformación dúctil-frágil. C. Migmatita: estructura difusa, con leucosoma interconectado que envuelve el mesosoma. La estructura indica fusión parcial. Leucosoma: tonalita (Pl+Qz+Hbl); Mesosoma: granulita de grano fino a medio. D. Intercalaciones de basaltos y tobas. Se observan dos niveles estructurales: deformación dúctil-frágil con epidotizacion en contacto con niveles de deformación frágil. Los niveles son sellados en la parte superior por un sobrecorrimiento con dirección de transporte al occidente en estructuras de bajo ángulo. E. Contacto fallado entre rocas metamórficas (granulitas) con rocas volcánicas (basaltos). Se observan indicadores cinemáticos en régimen dúctil-frágil, con una zona de falla sub-vertical donde se presentan intrusivos menores en el bloque yacente, y roca molida y sigmoides en el bloque colgante. Los basaltos se encuentran foliados y plegados. En la parte superior se observa un sobrecorrimiento con dirección de transporte al occidente en estructuras de bajo ángulo. F. Contacto intrusivo con generación de aureola de contacto en la roca caja, la cual presenta foliación subhorizontal. Se presenta indicadores cinemáticos de transporte normal. G. Secuencia de basaltos afaníticos y microporfiríticos. Se observa en la parte inferior izquierda de la imagen el S0//Sn levemente plegado, afectado por un dique máfico, y en la parte superior derecha se presenta un pliegue roll-over, una zona de buckling y sectores con epidotización. Derecha, fotografías sin interpretación; izquierda, fotografías con interpretación.
Para el límite Cretácico Inferior-Cretácico Superior (Albiano-Cenomaniano) se reporta una inconformidad entre la parte inferior del Complejo Quebradagrande (o Formación Abejorral) y su parte superior (Zapata et al., 2019; Figura 2). La inconformidad se asocia a procesos de reajuste de la cuenca, que son comunes como respuesta al aumento del proceso extensional, propiciando eventos de transgresión marina y subsecuente depositación de secuencias cíclicas en el borde continental (cf.González, 1980; Rodríguez y Rojas, 1985; Nivia et al., 2006).
Secuencia volcano-sedimentaria del Cretácico Superior: las principales unidades volcano-sedimentarias del Cretácico Superior en el sector norte del OcC comprenden el Complejo Quebradagrande (parte superior), Formación Barroso y Formación Penderisco. Para el Complejo Quebradagrande y la Formación Barroso, se describen secuencias volcano-sedimentarias con basaltos, diabasas, andesitas y tobas intercaladas con capas de chert, lodolitas y areniscas, afectadas por metamorfismo dinámico (Álvarez y González, 1978; González, 1980; Nivia et al., 2006; Vinasco y Cordani, 2012; Correa et al., 2018a). Las edades U-Pb en circón del Complejo Quebradagrande (parte superior) indican una edad de máxima sedimentación y vulcanismo entre 95 y 80 Ma (Cenomaniano-Campaniano; Figura 2; Tabla S1). Por su parte, para la Formación Barroso, las edades bioestratigráficas y radiométricas restringen la sedimentación y vulcanismo entre el Albiano-Campaniano (Figura 2; Tablas S1 y S2). Estos datos permiten sugerir una posible correlación litológica y temporal entre estas dos unidades.
La Formación Penderisco, constituida por facies siliciclásticas y biogénicas/químicas (cf.Rodríguez et al., 2013a; Díaz-Cañas, 2015; Pardo-Trujillo et al., 2020), presenta edades bioestratigráficas y radiométricas entre el Coniaciano-Eoceno (Figura 2). Esta formación se relaciona espacialmente con la unidad Diabasas de San José de Urama (cfRodríguez et al., 2013b). A escala de afloramiento, las capas de diabasa están intercaladas con capas delgadas de chert y arenisca. La unidad presenta deformación asociada a la actividad de la Falla Cañasgordas y a una respuesta mecánica que acentúa una mayor intensidad de la deformación en las diabasas, por su mayor rigidez (ver Figura 4J); esta deformación ha sido interpretada como evidencia de un contacto fallado (Rodríguez et al., 2013a; Rodríguez y Arango, 2013; Botero, 2017) entre las secuencias. Para las rocas diabásicas se reporta una edad meseta 40Ar-39Ar en roca total de 155,1±11 Ma, calculada con tres pasos contiguos (Rodríguez y Arango, 2013) de baja confiabilidad estadística (cf.Schaen et al., 2021), y una edad 40Ar-39Ar de 97±6 Ma calculada con más de cinco pasos contiguos (Correa et al., 2018a), de mayor confiabilidad estadística. Con base en las relaciones de campo y la edad 40Ar-39Ar más confiable, se interpreta que la unidad Diabasas de San José de Urama es contemporánea con la sedimentación del Cretácico Superior.
A partir de las edades reportadas para las formaciones Barroso, Penderisco y Diabasas de San José de Urama, se establece una correlación temporal de las unidades entre el Cenomaniano-Campaniano (Figura 2). Esta interpretación apoya, en parte, un contacto de tipo concordante para las formaciones (cf.Alvarez y González, 1978; Hoyos-Estrada et al., 1990; Correa et al., 2018b), aunque también puede presentarse una discordancia (cf.GEOESTUDIOS, 2005; Díaz-Cañas, 2015; León et al., 2018) debido a que el vulcanismo y la sedimentación de la Formación Barroso inicia desde el Albiano.
A partir de la correlación temporal, las relaciones estratigráficas y la ubicación espacial de las formaciones, se interpreta un proceso continuo de sedimentación y vulcanismo para el Cretácico Superior (cf.Bourgois et al., 1987; Figura 6) en el borde NW de Suramérica, con aporte de detritos de afinidad continental en la Formación Penderisco (cf.Pardo-Trujillo et al., 2020) y de xenocristales de circón pre-Mesozoicos en rocas subvolcánicas de la Formación Barroso de fuente continental (Cetina et al., 2019) (Figura 6).
Desde el punto de vista estructural, el Complejo Quebradagrande presenta un rumbo promedio NW-SE, tendencia atribuida al control tectónico de las fallas San Jerónimo y Silvia-Pijao, que para este sector mantienen una orientación NNW-SSE (Figura 3). Las secuencias volcano-sedimentarias de las formaciones Barroso y Penderisco presentan un rumbo N-S, atribuido al control tectónico, de oriente a occidente, de las fallas Tonusco, Mistrató, La Herradura y el Sistema de Fallas Dabeiba-Pueblo Rico (Figura 3). Bajo un escenario extensional, estas estructuras controlan los procesos de sedimentación y vulcanismo, con la generación de estratos de crecimiento y anticlinales roll over (Figura 7A-7G), asociados a grabens y horsts durante el periodo Cretácico. El sistema extensional controlaría la variación de facies siliciclásticas en los horsts a biogénicas/químicas acompañadas de vulcanismo en los grabens (Figura 6).
El gran volumen de magmatismo efusivo máfico que alcanzó la superficie para ese período sugiere la conexión directa con un reservorio de magma poco evolucionado, mediante fracturas que se rellenan con el fundido (e.g. diques y silos) o fundido ascendente a lo largo de fallas normales que permeabilizan la corteza (cf.Frisch et al., 2011; Decarlis et al., 2018; Grajales et al., 2020). Lo anterior muestra condiciones tensionales caracterizadas por la presencia generalizada de diques de composición máfica en la zona de estudio, que afectan las unidades volcano-sedimentarias e intrusivas (Figura 7B) y que se sugieren, operaban como los conductos alimentadores del vulcanismo fisural, al menos hasta el Cretácico Tardío. Este ambiente tectónico (mecanismo tensional) podría explicar el emplazamiento sin-tectónico de granitoides, que no registran deformación dúctil penetrativa (e.g. Tonalita de Buriticá), preferencialmente en estructuras tales como fallas y ejes de pliegues.
Con base en lo anterior, la zona de estudio durante el Cretácico iniciaría con una cuenca restringida al oriente donde se depositaría la secuencia del Complejo Quebradagrande, seguida, al occidente, por una cuenca de mar abierto, caracterizada por las variaciones de las facies en las formaciones Barroso y Penderisco (Figura 6), y, tentativamente, por la unidad Basaltos del Baudó. La cuenca abierta comenzaría a formarse desde el Albiano y se propagaría hacia el occidente hasta el Eoceno, evidenciado por la generación de una discordancia progresiva en el OcC (Figura 2).
Unidades ígneo-metamórficas del Cretácico Superior: en el área de estudio, las unidades ígneo-metamórficas del Cretácico Superior que registran deformación dúctil y dúctil-frágil corresponden a la Tonalita de Santa Fe de Antioquia foliada, la Granulita de Pantanillo y la Formación Barroso milonítica (Figura 3).
La Tonalita de Santa Fe de Antioquia (con edades U-Pb en circón entre 86 y 79 Ma, Correa et al., 2018a) intruye a la Formación Barroso (cf.Mejía et al., 1983; Guiral-Vega et al., 2015; Correa et al., 2018a, 2018b) y a la Granulita de Pantanillo (con edades U-Pb entre 87 y 80 Ma, cf.Correa et al., 2018a); de igual manera, se reportan contactos de tipo transicional entre la Granulita de Pantanillo y la Tonalita de Santa Fe de Antioquia (GEOESTUDIOS, 2005). También se describen migmatitas en el núcleo de la Granulita de Pantanillo, con estructuras difusas que indican fusión parcial in situ (Figura 7C). Con base en las edades U-Pb reportadas y en la relación estratigráfica, se sugiere una coexistencia entre los procesos ígneo-metamórficos, controlados por condiciones de alta temperatura (>700°C), según el grado metamórfico de la granulita (cf.Rodríguez et al., 2012).
En este trabajo, se reporta un contacto intrusivo de una cataclasita asociada a la Tonalita de Santa Fe de Antioquia con esquistos del Complejo Cajamarca (Figura 7F), lo cual evidencia el posible emplazamiento in situ de la unidad en la margen continental.
Las estructuras primarias documentadas en la Tonalita de Santa Fe de Antioquia y en la Granulita de Pantanillo corresponden a planos de foliación magmática y bandeamiento composicional, respectivamente, con una tendencia estructural NE-SW (Figura 3J-Figura 3K), desarrolladas bajo el mismo campo de deformación que controla su emplazamiento.
La Formación Barroso milonítica aflora en la zona de deformación occidental de la Falla Cauca-Almaguer (Figura 3H-3I) y presenta contacto fallado con la Granulita de Pantanillo y la Tonalita de Santa Fe de Antioquia; este se define por el aumento en la intensidad de la fábrica planar, zonas de cizalla y planos de deslizamientos. El contacto fallado con la Granulita de Pantanillo es de tipo inverso, con un plano de falla buzando al NW y planos de foliación verticalizados y plegados (Figura 7E). A 200 metros de este contacto, se encuentran planos de foliación subhorizontal, afectados por fallamiento normal y generación de pliegues tipo roll-over (Figura 7G). Por lo anterior, la inclinación verticalizada de la foliación, así como del plano de contacto fallado, se interpretan como producto de una rotación en la vertical, ocasionada por procesos tectónicos sucesivos. Si se asume lo anterior, el contacto sería de tipo normal con buzamiento hacia el SE para el Cretácico Tardío.
Las anteriores características sugieren que el proceso transtensional es asistido, en este modelo, por magmatismo y metamorfismo que permitiría el desarrollo simultáneo de la foliación milonítica en la Formación Barroso, con un rumbo aproximado NNW-SSE (según la solución de NDA; Figura 3H-3I), semiparalela a la foliación magmática y al bandeamiento composicional de la Tonalita de Santa Fe de Antioquia y la Granulita de Pantanillo, respectivamente. De este modo, el desarrollo de la foliación milonítica presente en los basaltos se asocia con la intrusión del núcleo ígneo-metamórfico en la secuencia volcano-sedimentaria, proceso que trasmite el calor suficiente para que rocas basálticas experimentaran flujo, en dirección NW, SW y, en menor proporción, hacia el SE.
Características de la deformación en la zona de estudio
A partir de la interpretación de las características geológico-estructurales, previamente expuestas, se identifican dos tipos de deformación que condicionan la evolución geológica del sector norte del OcC.
Deformación en régimen extensional: el proceso extensional representa una fase de deformación frágil y dúctil-frágil, con dirección E-W a WNW-ESE (-103°; Figura 1A), que afecta el borde NW de Colombia durante el Cretácico. La deformación frágil opera bajo un mecanismo principalmente mecánico y se caracteriza por la formación de estructuras de tipo grabens y horsts, que limitan las secuencias volcano-sedimentarias del Complejo Quebradagrande, la Formación Barroso y la Formación Penderisco. Los límites mayores de las estructuras de grabens y horsts se asocian con los trazos de las fallas San Jerónimo, Silvia-Pijao, Tonusco, Guasabra, La Herradura y el Sistema de Fallas Dabeiba-Pueblo Rico, estructuras que actualmente se observan rectificadas, verticalizadas y anastomosadas por la unión de trazos menores y con una cinemática rumbo-deslizante, debido a procesos transpresivos posteriores.
La deformación dúctil-frágil generada durante el régimen extensional opera bajo un mecanismo principalmente mecánico-termal, y se caracteriza por los planos de foliación milonítica de los basaltos de la Formación Barroso y, por la foliación magmática y el bandeamiento composicional de la Tonalita de Santa Fe de Antioquia y la Granulita de Pantanillo, donde todas las estructuras presentan una tendencia similar en el rumbo (Figuras 3H, 3I, 3J, 3K, 7E y 7G).
El proceso extensional da origen a la extrusión vertical de un núcleo ígneo-metamórfico asociado a estructuras tipo core complex (Figuras 6, 7D, 7F), que genera el desarrollo de la foliación milonítica en la roca sobreyacente y desencadena el transporte tectónico en varias direcciones, aunque con predominio hacia el W. De igual manera, en la zona de estudio se observan sobrecorrimientos tectónicos asociados al colapso durante la extrusión del core complex, definidos por estructuras de bajo ángulo que desarrollan en su frente de transporte tectónico cabalgamientos y vergencia hacia el W (Figuras 7D, 7E).
El core complex se caracteriza por: a) presencia de migmatitas y rocas con metamorfismo de alta temperatura (~700°C) y baja presión (< 0,6 GPa), que alcanzan las facies granulita (Granulita de Pantanillo, GEOESTUDIOS, 2005; Rodríguez et al., 2012) y que definen su núcleo; b) variaciones en pocos metros, de facies anfibolita a facies granulita, que indican alto gradiente metamórfico; c) zonas miloníticas de alto y bajo ángulo adyacentes al núcleo del core complex, con transporte tectónico al E y W debido a su extrusión tridimensional (Formación Barroso milonítica; Figura 3H-3I); d) áreas con fuerte epidotización que indican percolación de fluidos hidrotermales y cercanía a la transición dúctil-frágil (cf.McKenzie y Jackson, 2002; Figuras 7D, 7G); e) niveles estructurales originados a profundidades variables, puestos en contacto fallado en un área de menos de 10 km2 (cf.Frisch et al., 2011); y f) emplazamiento de rocas plutónicas con fábrica anisotrópica (foliada), en una zona de cizalla extensional activa (Figura 6; cf.Hutton et al., 1990) y en contacto transicional con rocas metamórficas en facies granulita (GEOESTUDIOS, 2005). Cabe aclarar que varias de estas características también podrían ocurrir en otros ambientes tectónicos compresivos, asociados a canales de subducción con zonas de melanges (cfBarrero, 1979; McCourt et al., 1984; Bustamante et al., 2012).
En el proceso generador del core complex, parte de la corteza inferior-media fluye hacia la superficie a través de una zona de cizalla, denominada falla de detachment (cf.Crittenden et al., 1980; Lister y Davis, 1989; Frisch et al., 2011). La zona de detachment en este trabajo incluye segmentos de las fallas Cauca-Almaguer y Tonusco (Figura 6). La dirección promedio del esfuerzo extensional, identificada en 103° (E-W), presenta una tendencia perpendicular a la generación de las estructuras principales (grabens y horsts), y permite sugerir que el mecanismo mecánico inicial evoluciona a un proceso mecánico-termal, bajo un mismo tensor de deformación.
Las edades U-Pb en circón entre 87-75 Ma, reportadas en el sector de core complex, se relacionan con el periodo de máximo desarrollo del proceso, el cual alcanza una edad mínima de exhumación del núcleo a ca. 75 Ma. Lo anterior con base en la edad U-Pb de la fábrica milonítica reportada en los basaltos de la Formación Barroso (Correa et al., 2018a; Figura 1A), donde se interpreta que el alto gradiente térmico resetearía el sistema isotópico y, por lo tanto, la edad U-Pb de 75,3±3,8 Ma podría representar una edad de deformación. El proceso de exhumación, ca. 87 a 75 Ma, ocasiona el reajuste de algunos sectores de la cuenca y la inversión local de las secuencias volcano-sedimentarias adyacentes (Figura 2), lo cual se correlaciona con las edades entre 90-80 Ma reportadas para las milonitas del Complejo Quebradagrande (cfVinasco y Cordani, 2012).
Deformación en régimen transpresional: la deformación transpresional se asocia con el mayor acortamiento que experimentó la zona de estudio durante el límite Cretácico Superior-Paleoceno. Este proceso se evidencia por el desarrollo de planos de foliación milonítica de alto ángulo (>60°), con dirección de transporte principal hacia el NNE y cinemática dextral (Figuras 3 y 4). Particularmente, los planos de foliación milonítica con tendencia NNW-SSE, que afectan la Granulita de Pantanillo y el Complejo Arquía-anfibolitas, se interpretan como planos rotados en dirección antihoraria (flechas azules de Figura 3), debido a procesos tectónicos posteriores asociados a la deformación Andina (cf.Grajales et al., 2020).
Los planos de foliación milonítica se concentran en los trazos de las fallas Sabanalarga y Cauca-Almaguer, y responden a un vector promedio de esfuerzo máximo horizontal 194°N (Figura 1A), para la porción norte del área de estudio. Esta deformación se ha reportado ampliamente en la literatura como transpresional dextral (cf.McCourt y Aspden, 1984; Moreno-Sánchez y Pardo-Trujillo, 2003; Vinasco y Cordani, 2012; Moreno-Sánchez et al., 2016; Vinasco, 2019), y se corrobora con el análisis de la deformación en esta investigación.
El proceso transpresivo es favorecido por las condiciones térmicas del evento extensional precursor, se sobreimpone progresivamente al mismo y genera la rectificación en rumbo de los planos de la fábrica original. En la actualidad, se identifican amplias zonas anastomosadas de este evento, relacionadas con el sistema de Fallas de Romeral (Kammer, 1993) o Zona de Cizalla de Romeral (Vinasco, 2019; Figura 1A), que incluyen la unión de segmentos menores de fallas normales.
La deformación transpresiva dextral inicia ca. 7069 Ma, y se evidencia en las milonitas del Complejo Quebradagrande y en una milonita de la Tonalita de Santa Fe de Antioquia (Vinasco y Cordani, 2012; Correa et al., 2018a). Para este tiempo se considera que ocurre la mayor inversión del borde continental por transpresión de las cuencas volcano-sedimentarias del OcC. Este evento transpresivo genera la formación de una cadena montañosa, que en este trabajo se asociada con la orogenia Calima (sensuBarrero, 1979). El pulso orogénico asistido por magmatismo (e.g. Stock Monzonítico de Irra, Diorita de Heliconia, Cuarzodiorita de Sabanalarga y Batolito Antioqueño; Figura 2) da origen a la construcción de una expresión topográfica afectada por procesos de colapso y erosión, cuyo levantamiento genera la subsidencia de los depocentros adyacentes, con desplazamiento de estos hacia el nor-noroccidente colombiano. Estos procesos se relacionan con la depositación de nuevas unidades volcano-sedimentarias y con el establecimiento de una discordancia de tipo progresiva (Figura 2).
El evento de transpresión dextral y la discordancia progresiva son posdatados, en el flanco occidental de la Cordillera Central, por cuerpos ígneos postectónicos del Cretácico Superior-Paleoceno (e.g. Stock de Manizales con edad U-Pb en circón de 59,8±0,7 Ma, Bayona et al., 2012; Stock del Hatillo con edades U-Pb en circón entre 54-53 Ma, Bayona et al., 2012; Bustamante et al., 2017).
Evaluación del magmatismo a partir de la geoquímica
El registro magmático del OcC se caracteriza por tener magmas básicos (unidades volcánicas) y ácidos (unidades plutónicas) con afinidad toleítica que evolucionan progresivamente a calcoalcalina (Figuras S1 y S2). El carácter metaluminoso y los valores de eNdt (ca. 7; Weber et al., 2015) reportados en las unidades plutónicas (Tonalita de Buriticá y Tonalita de Santa Fe de Antioquia) indican posibles fuentes de origen mantélico. La clasificación de estas muestras como granitoides magnésicos-cálcicos podrían indicar que son el resultado de la diferenciación de rocas con un alto contenido de aluminio (basaltos o andesitas ricas en Al, Frost et al., 2016). Adicionalmente, la presencia de enclaves microgranulares máficos y cristales de titanita y hornblenda (Correa et al., 2018a; González y Londoño, 2002; Vinasco, 2001) evidencian condiciones hidratadas, con moderada fugacidad de oxígeno (Glazner et al., 2008) y mezclas de magmas (Hibbard, 1995). Para las unidades volcánicas, se han reportado valores isotópicos de eNdt que varían entre 5,7-7,4 para la Formación Barroso (Cetina et al., 2019), y entre 8,06 y 8,66 para los Basaltos de Baudó (Kerr et al., 1997). Estos valores indican fuentes de origen mantélico, y la variabilidad que presentan las muestras puede relacionarse a la interacción con materiales de origen cortical (cf.Cetina et al., 2019).
Los análisis geoquímicos (para las rocas volcánicas y plutónicas) en diagramas multielementales, normalizados en la composición del manto primitivo, muestran enriquecimiento en LILE y LREE con relación a HFSE y HREE, anomalías positivas de Ba, Sr y Pb, y negativas de Nb-Ta. Estas características son típicas de rocas relacionadas con subducción en arcos continentales o de islas (Wilson, 2007). Sin embargo, la coexistencia de rocas con afinidad toleítica y calcoalcalina asociadas a una misma unidad (e.g. Complejo Quebradagrande, Formación Barroso), con muestras localizadas a pocos kilometros (Figura 5), al igual que su evolucion desde arreglos del manto a los de arcos (Figura S2C), la fusión de rocas a bajas profundidades (Figura S2D) y el posterior emplazamiento de magmas en la Cordillera Occidental durante el Paleoceno-Eoceno en una corteza de borde continental con un espesor <25-30 km (Grajales et al.,2020), sugieren que las rocas del Cretácico-Paleoceno del OcC se generaron en cortezas atenuadas afectadas por procesos extensionales.
Discusión
Las rocas profundas de la corteza y del manto se exhuman en un modelo extensional de tipo core complex en tres estructuras principales: core complex metamórficos, core complex oceánicos y márgenes pobres en magmas (Brun et al., 2018). Los core complex metamórficos corresponden a estructuras en forma de domo dentro del cual rocas profundas de la corteza y el manto, milonitizadas al menos en su parte superior, son separadas de rocas de grado bajo o no metamorfizadas, localizadas por encima de la zona de despegue extensional con inmersión superficial (Brun et al., 2018).
La identificación de los core complex y las fallas de despegue (detachment) se asocia a un proceso de gran magnitud extensional, y fueron inicialmente identificadas en la Cordillera de Norte América (Coney, 1980; Armstrong, 1982) y poco después en la mayoría de los dominios orogénicos, desde el Fanerozoico (Dewey, 1988; Burg et al., 1994) al Precámbrico (Neumayr et al., 1998; Cosca et al., 1995). Estas estructuras han cambiado considerablemente el entendimiento de la deformación a escala litosférica.
Las estructuras del OcC, tales como zonas de deformación milonítica subhorizontales, rotación de bloques, exposición de diferentes niveles estructurales, relaciones estratigráficas complejas y coexistencia de procesos geológicos (sedimentación, vulcanismo, plutonismo y metamorfismo) en el mismo lapso y en un área muy restringida, se asemejan a las características que definen, en parte, los modelos de tipo core complex del occidente de Norteamérica (Crittenden et al., 1980; Armstrong, 1982). En los modelos de tipo core complex, el detachment separa un segmento superior, afectado por deformación extensional frágil, de un núcleo constituido por rocas plutónicas y metamórficas afectadas por deformación dúctil y metamorfismo sinextensional que puede alcanzar la facies anfibolita (cfCrittenden et al., 1980; 8). En estos modelos, los despegues en la base de los bloques colgantes se disponen inclinados hacia afuera del núcleo de basamento, debido, probablemente, al proceso de abombamiento del núcleo durante la extensión (Spencer, 1984; Miller et al., 1983). Algunos autores (Wernicke et al., 1987; Gans et al., 1985; Armstrong y Ward, 1991) resaltan la ubicación de los core complex del occidente de los Estados Unidos dentro de áreas afectadas por magmatismo Cenozoico, y destacan la importancia del debilitamiento térmico de la corteza para producir zonas favorables para el colapso extensional (Kusznir y Park, 1987).
Tal como en los core complex del occidente de Norteamérica, se sugiere que el área oriental del OcC experimentó deformación extensional, en una zona de alto flujo calórico, que se relaciona con la cercanía al eje magmático Cretácico de la Cordillera Central colombiana. Sin embargo, a pesar de las similitudes identificadas, también existen importantes diferencias; la principal es que en la mayoría del OcC, la deformación puede variar a un dominio netamente frágil tanto en el núcleo yacente del basamento (o de las unidades deformadas) como en los bloques colgantes extensionales, esto se relaciona posiblemente con las similitudes reológicas de los materiales, los grandes volúmenes magmáticos (flujos de basaltos), la hidratación del sistema y la variación en la profundidad del límite dúctil-frágil.
Adicionalmente, la extensión en el OcC no se relaciona con un colapso post-orogénico, como es el caso de los modelos tipo core complex de los Estados Unidos, donde se ha propuesto que después de una fase de engrosamiento cortical relacionada con un acortamiento tectónico (Coney, 1980; Coney y Harms, 1984) se produce un proceso extensional acompañado por ascenso (sinextensional) de rocas ubicadas originalmente en los niveles medios de la corteza, desencadenado por colapso del orógeno (Armstrong, 1982; Lister y Davis, 1989; Block y Royden, 1990; Malavielle y Taboada, 1991). En el caso del OcC, por el contrario, se sugiere que el proceso está relacionado más a un debilitamiento termal rápido y eiciente del borde continental, al formarse cuencas marinas con vulcanismo isural, abortadas durante el periodo Cretácico, con generación de secuencias ofiolíticas. Durante este evento, se propone que la corteza del OcC debió estar relativamente delgada, ya que no existen evidencias mayores de deformación compresiva pre-Cretácica en este sector de la margen NW Suramericana.
La deformación extensional propuesta en esta investigación sería un proceso directamente unido a un pulso magmático significativo del Albiano-Cenomaniano, registrado en diversos sectores de la margen sudamericana durante el periodo de una rápida expansión oceánica, ocurrida en el Pacífico entre los 125 y 90 Ma (Superplume event;Larson y Pitman, 1972; Larson, 1991; Figura 8). La rápida expansión oceánica en las dorsales Farrallón-Phoenix a 125 Ma y Farallón Sur-Phoenix a 117 Ma (Duncan y Hargraves, 1984; Hochmuth et al., 2015) pudo desencadenar el aumento del magmatismo en la margen, proceso que ocasionó el incremento de la convección secundaria inducida en la cuña astenosférica bajo el borde suramericano de Chile y Perú (Toksòz y Bird, 1977; Hsui y Toksòz, 1981), y que en Colombia desencadenó la extensión de la margen, el debilitamiento termal de la corteza y el colapso extensional durante la formación de las cuencas volcano-sedimentarias en el OcC. La paleografía de ese periodo incluye una corteza atenuada y adelgazada, vulcanismo isural en grabens volcano-tectónicos, fallas normales lístricas en los bordes de las depresiones, magmatismo tensional y metamorismo en facies anibolitas-granulita (Figura 6).
Figura 8 Configuración tectónica durante A. Cretácico Inferior tardío. B. Cretácico Superior a Mioceno tardío. C. Mioceno tardío al presente (modificado de Pardo-Casas y Molnar (1987) en Charrier et al., 2007). PP: Placa Pacífico. Flechas azules indican dirección de extensión calculada (103°N), flecha naranja indica dirección de compresión calculada (194°N) y flecha marrón corresponde al vector de convergencia de la Placa Farallón, según Liu et al. (2008) y Martinod et al. (2010) para el Cretácico Tardío.
Las evidencias de metamorfismo que se relacionan con el proceso de deformación extensional incluyen los siguientes eventos metamórficos reportados para el OcC (cf.Barrero, 1979; Bourgois et al., 1987; McCourt et al., 1984; Nivia et al., 2019; Avellaneda-Jiménez et al., 2022):
Tres estados metamórficos M1, M2 y M3 en el Complejo Arquía (Avellaneda-Jiménez et al., 2022), donde el estado M2 y M3 se asocian con el proceso extensional. El estado M1 presenta un metamorfismo de alta presión que es sobreimpuesto por el estado M2 y M3 (Avellaneda-Jiménez et al., 2022). El estado M2 registra facies transicionales anfibolita superior a granulita de alta presión, y menores segregados leucocráticos asociados con fusión parcial; el estado M3 está asociado a facies retrogradas bajo condiciones de las facies esquistos verdes de epidota a anfibolita, producto de un evento de exhumación final (Avellaneda-Jiménez et al., 2022). Para el proceso, se reportan estimaciones en un patrón horario de P-T, con un estado M1 que se genera entre 18,2-24,5 kbar y 465-580°C, una sobreimposición termal del estado M2 dentro de 6,5-14,3 kbar y 580-720°C y un estado M3 final retrogrado por debajo de 6,511 kbar y 286-400°C (Avellaneda-Jiménez et al., 2022). Estas rocas de alta presión, que incluyen esquistos azules y eclogitas anfibolitizadas del Complejo Arquía (González, 2001; Bustamante et al., 2011, 2012; García-Ramírez et al., 2017; Bustamante y Bustamante, 2019), registran edades mesetas 40Ar-39Ar en moscovita alrededor de 120 Ma, interpretadas como la edad mínima para el evento de exhumación que, a su vez, genera foliación milonítica, y cuyo pico metamórfico sería más antiguo (ca. 125-150 Ma; Bustamante, 2008).
Metamorfismo sobreimpuesto en rocas máficas-ultramáficas correspondientes al Macizo Ofiolítico de Ginebra (McCourt, 1984; Nivia et al., 2019) y el Complejo Máfico-Ultramáfico de Bolívar (Barrero, 1979). En el Macizo Ofiolítico de Ginebra se reportan dos eventos metamórficos (Nivia et al., 2019). El evento M1 registra facies esquistos verdes superior a anfibolita superior, evidenciado por la uralitización de rocas de composición gabroica por hidratación en condiciones estáticas; este es atribuido al proceso de emplazamiento y entrada de agua de mar a los ambientes de la cámara magmática (Nivia et al., 2019). El evento M2, asociado a metamorfismo dinámico en facies anfibolita superior (650-750°C), se atribuye a la instalación de una zona de cizalla dextral, que favorece el emplazamiento del Batolito de Buga (McCourt, 1984; Nivia, 2001; Nivia et al., 2019). Las edades radiométricas reportadas para este macizo indican una edad de emplazamiento 40Ar-39Ar en clinopiroxeno de 140±3,1 Ma (Nivia et al., 2019), una edad de alteración hidrotermal 40Ar-39Ar entre 92 y 95 Ma (González, 2010) y una edad de metamorfismo dinámico 40Ar-39Ar de 90,8±0,8 Ma (Nivia et al., 2019).
Por su parte, para el Complejo Máfico-Ultramáfico de Bolívar se reportan dos eventos metamórficos por anfibolitización (Barrero, 1979). El evento M1 genera rocas con fuerte foliación en facies anfibolita a granulita y es asociado a la anfibolitización en rocas basálticas ocasionada por metamorfismo de contacto (Barrero, 1979; Bourgois et al., 1982). El evento M2 se relaciona con la anfibolitización producto de un evento metasomático rico en agua, inducido por fallas profundas que permiten la entrada de agua de mar a ambientes de la cámara magmática (Barrero, 1979; Nivia, 1996). Para el complejo ultramáfico-máfico se reportan edades radiométricas 40Ar-39Ar entre 98 y 74 Ma y una edad K-Ar de 88 Ma, donde las edades de 74 y 88 Ma son asociadas a los eventos de anfibolitización (Barrero, 1979; Serrano et al., 2011). Adicionalmente, para pegmatitas que intruyen la unidad, se reportan edades meseta 40Ar-39Ar en hornblenda entre 96-88 Ma (Kerr et al., 2004) y edades de cristalización U-Pb en circón entre 95 y 97 Ma (Villagómez, 2010; Villagómez et al., 2011). Los eventos de metamorfismo registrados en estas rocas máficas-ultramáficas se pueden asociar a la exhumación de cámaras magmáticas y a su interacción con cuencas marinas, durante el proceso extensional.
Integrando los eventos de metamorfismo, la exhumación de rocas que representan cámaras magmáticas, la presencia de grandes volúmenes magmáticos y las zonas de deformación dúctil, registrados en varios sectores del OcC, se sugiere que el mecanismo extensional es asistido por la migración progresiva de una anomalía térmica, con la capacidad de sobreimponer condiciones de las facies anfibolita a granulita (580-720°C; Barrero, 1979; GEOESTUDIOS, 2005; Rodríguez et al., 2012; Nivia et al., 2019; Avellaneda-Jiménez et al., 2022) desde el sur a ca. 140 Ma a 120 Ma (Bustamante, 2008; Nivia et al., 2019), hacia el norte del país a ca. 90 a 80 Ma (Correa et al., 2018a). Además, otros cuerpos de granulita-anfibolita han sido reportados en la Cordillera Occidental de Ecuador (e.g.Amortegui et al., 2011), lo que sugiere continuidad del proceso planteado en latitudes más hacia el sur.
Desde el punto de vista geoquímico, las firmas toleíticas a calco-alcalinas obtenidas en las rocas ígneas del OcC han promovido la formulación de escenarios tectónicos que relacionan una meseta oceánica con zona de subducción asociada, para el Cretácico Superior (cf.Nivia, 1996; Kerr et al., 1997; Nivia et al., 2006; Villagómez et al., 2011; Jaramillo et al., 2017; Hincapié-Gómez et al., 2017; Cetina et al., 2019; Zapata et al., 2019). Sin embargo, estas irmas pueden ser generadas por otros mecanismos tectono-magmáticos que aún no se han considerado para OcC. Por ejemplo: 1) evolución magmática en sistemas abiertos, con procesos de asimilación cortical y mezcla de magmas que pueden modificar considerablemente la composición química de los magmas precursores (cfDePaolo, 1981; Tegner et al., 2005; Clarke, 2007) y 2) magmatismo como resultado de la extensión litosférica, atenuación y consecuente fusión por descompresión de un manto litosférico previamente metasomatizado (Hooper et al., 1995; Hawkesworth et al., 1995; Rosu et al., 2004). En este trabajo se propone la actuación de ambos mecanismos para explicar las firmas toleíticas a calcoalcalinas que exhiben las unidades ígneas expuestas en la zona de estudio y su variabilidad.
Finalmente, la deformación transpresiva dextral ocurrida a los ca. 70 Ma y que responde a un esfuerzo compresivo máximo de 194°N, se relaciona con el vector de convergencia de la Placa Farallón, el cual para ese período se reporta en ca. 205°N (Liu et al., 2008; Martinod et al., 2010; Figuras 1 y 8). Lo anterior sugiere que el ángulo de convergencia de la Placa Farallón transfiere el esfuerzo máximo horizontal que afecta el borde continental, generando un movimiento dextral en las estructuras generadas en el régimen extensional con tendencias N-S, y un transporte tectónico hacia el NNE.
Conclusiones
En el sector norte del OcC se documentan dos procesos de deformación, asistidos por magmatismo y con generación de eventos metamórficos:
a) Deformación de carácter extensional: esta deformación genera estructuras de tipo graben y horst que controlan la sedimentación y el vulcanismo de la zona, bajo un esfuerzo mínimo horizontal de 103°N durante todo el Cretácico. El proceso extensional mecánico inicial es asistido por magmatismo, que evoluciona a un proceso mecánico-termal que registra el incremento de la temperatura y acelera el adelgazamiento cortical. Lo anterior impulsa un proceso deformativo formado bajo un régimen dúctil-frágil, que genera el desarrollo de una foliación milonítica de bajo a intermedio ángulo (-20° a 45°) en unidades adyacentes a las estructuras regionales, y alcanza a evolucionar en algunos sectores a un modelo tipo core complex, con generación y exhumación de núcleos ígneo-metamórficos de las facies anfibolita superior-granulita (Figura 6).
b) Deformación de carácter transpresional dextral: esta deformación reutiliza la fábrica extensional previa, actuando bajo un esfuerzo máximo horizontal de 194°N, durante el límite Cretácico Superior-Paleoceno. La transpresión aprovecha las condiciones térmicas del evento extensional, se sobreimpone al mismo y genera la rectificación (o reactivación) en rumbo de los planos originales de esta fábrica, dando origen al desarrollo de amplias zonas anastomosadas a partir de la unión de segmentos de fallas normales menores. La deformación se concentra en el borde occidental de la Cordillera Central, donde progresivamente va generando la inversión de la margen y el desplazamiento de los depocentros hacia el nor-noroccidente (Figura 2). Este evento transpresivo dextral genera en la margen NW de Sur América levantamiento, construcción de relieve, colapso, erosión, desplazamiento de depocentros y cierre de cuencas del borde continental hacia el nor-noroccidente colombiano, y corresponde al proceso contractivo originalmente definido para el lapso Santoniano-Mastrichtiano como orogenia Calima por Barrero (1979).
