Historia de La Cuenca Transtensional Mesozoica de La Cordillera Oriental-Sarmiento 2006

 

Historia de la cuenca transtensional mesozoica de la Cordillera Oriental, Andes colombianos: inferencias a partir de modelos tectónicos El autor enlaza el panel de superposición abiertaL.F. abiertaL.F. Sarmiento-Rojas aJ.D. Van b

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Wess Cloetingh   MostrarS.más https://doi.org/10.1016/j.jsames.2006.07.003Obtenga https://doi.org/10. 1016/j.jsames.2006.07.003Obtenga derechos y contenido  contenido  

 Abstracto El análisis de retroceso y el modelado directo de 162 columnas y pozos estratigráficos de la Cordillera Oriental (EC), los Llanos y el Valle del Magdalena muestra que la Cuenca del Mesozoico Colombiano está marcada por cinco pulsos de estiramiento de litosfera. Se sugieren tres eventos de estiramiento durante el Triásico-Jurásico, pero se necesitan datos bioestratigráficos bioestratigráficos adicionales para identificarlos con precisión. pr ecisión. La distribución espacial de los valores de estiramiento de la litosfera sugiere que cuencas de graben graben asimétricaspequeñas, asimétricaspequeñas, angostas angostas ( 1.4) y estiramiento máximo de la litosfera subcrustal. Durante el Aptian-early Albian, la cuenca se extendió hacia el sur en el Valle Superior del Magdalena. Las diferencias entre los valores de estiramiento cortical y subcrustal sugieren un desacoplamiento desacoplamiento cortical más bajo entre la corteza y la litosfera subcrustal o que el aumento del aclareo térmico afectó a la litosfera del manto. La subsidencia del Cretácico tardío fue impulsada principalmente por el enfriamiento litosférico, la carga de agua y las tensiones compresionales compresionales horizontales generadas por la colisión de los terrenos oceánicos en el occidente de Colombia. Las cuencas transtensionales triásicas eran estrechas y aumentaban de ancho transtensionales durante el Triásico y el Jurásico. Las cuencas transtensionales transtensionales cretáceas eran más anchas que las cuencas Triásico-Jurásicas. Durante el Mesozoico, el componente de deslizamiento disminuyó gradualmente a expensas del aumento del componente extensional, como lo sugieren los datos paleomagnéticos paleomagnéticos y los valores de estiramiento de la litosfera. Durante el Berriasian-Hauterivian, el lado oriental de la cuenca extensional puede haberse desarrollado por la reactivación de un sistema de grietas paleozoicas más antiguas asociadas con el sistema de fallas de Guaicáramo. El lado occidental probablemente probablemente se desarrolló a través de la reactivación de un sistema de falla normal anterior desarrollado durante la transtensión Triásico-Jurásico. Alternativamente, los márgenes este y oeste del graben pueden haberse desarrollado a lo largo de antiguas fallas de desgarre, que fueron los límites de la acumulación de terrenos al oeste de la falla de Guaicáramo durante el Triásico Tardío y el Jurásico. El ancho creciente del sistema de graben probablemente fue el resultado de la reactivación progresiva de la tensión de las zonas de debilidad cortical superior preexistentes. Los cambios laterales en el espesor del sedimento mesozoico sugieren que las fallas inversas o de empuje que ahora los con bordes este y oeste de de deslizamiento l a CE fueron que la originalmente fallasdefinen normales un componente

 

se invirtió durante la orogenia andina cenozoica. Por lo tanto, Guaicáramo, La Salina, Bitúima, Magdalena y Boyacá originalmente fueron fallas transtensionales. Su orientación oblicua con respecto al arco magmático mesozoico de la Cordillera Central puede ser el resultado de una extensión de deslizamiento oblicua durante el Cretácico o heredada

   

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de los granos estructurales pre-Mesozoicos. Sin embargo, no todas las fallas transtensionales mesozoicas se invirtieron. Artículo anterior en cuestión  Artículo siguiente en cuestión  Palabras clave Rifting Estiramiento de la litosfera Subsidencia tectónica Colombia mesozoico Cordillera Oriental

1 . Introducción Este artículo se enfoca en los procesos de formación de cuencas tectónicas de la Cordillera Oriental colombiana (EC,  (EC, Fig. 1  1 ) durante el Mesozoico, en términos de los procesos geodinámicos que gobiernan la deformación de la litosfera. Recopilamos datos locales en un modelo geológico regional, analizamos la subsidencia y modelamos cuantitativamente cuantitativa mente el hundimiento tectónico.

 

 

1. Descargar imagen a tamaño completo c ompleto   Fig. 1 . Mapa de localización. SL, Serranía de San Lucas; MA, Serranía de La Macarena. Regiones de laalto; Cordillera Oriental: SM, Santander Massif; SF, Santander-Floresta MT, subcuenca invertida Magdalena Tablazo; CO, Cocuy subcuenca invertida; MF, estribaciones del valle del Magdalena; LF, estribaciones de los Llanos; CU, subcuenca invertida Cundinamarca; SE, Cordillera Oriental del Sur;QM, Quetame Massif; GM, Garzón Massif; La paleostura de Romeral en este mapa es el límite occidental de la cordillera Central y el valle inferior del Magdalena. Hemos estudiado las señales de subsidencia tectónica que brindan información importante sobre los mecanismos de formación de cuencas. Para ello, analizamos los patrones de subsidencia de la cuenca temporal y espacial, analizamos cuantitativamente cuantitativamente el hundimiento

 

mar co de tectónico y lo modelizamos para explicar estos patrones en el marco los procesos geodinámicos que formaron la cuenca del Mesozoico. Al hacerlo, abordamos cuestiones tales como la relación entre el desarrollo de la cuenca, los episodios extensionales, extensionales, los eventos tectónicos de placas, los eventos magmáticos y la geometría de la cuenca. Muchas características de estas cuencas extensionales y sus mecanismos características subyacentess son prácticamente desconocidas. subyacente Fabre (1983a, b, 1987) y Hébrard (1985)  (1985) estudian el hundimiento del flanco oriental de la CE durante el Cretácico, C retácico, identifican la cuenca como producida por la extensión de la litosfera, calculan las curvas de subsidencia tectónica y, siguiendo el modelo de estiramiento instantáneo uniforme desarrollado por  McKenzie (1978)  (1978) , calcule los factores de estiramiento de la litosfera cerca de 2. Ellos distinguen una fase de subsidencia del Cretácico Temprano producida por por la erosión y la subsidencia del Cretácico Tardío producida por la l a descomposición térmica después de la erosión. Asumimos varios eventos de estiramiento de la litosfera de duración finita en nuestro estudio de subsidencia tectónica y examinamos la posibilidad de diferenciar entre el estiramiento cortical y subcrustal que ocurrió en la cuenca colombiana durante durante todo el Mesozoico. Un extenso conjunto de datos de 162 columnas y pozos estratigráficos de las áreas EC, Valle del Magdalena (MV) y Llanos Orientales (LLA) (  ( Fig. 2  2 , ver referencias en la tabla 2.1 deSarmiento, deSarmiento, 2001  ) extraídos de la literatura, 2001 li teratura, así como datos de Ecopetrol, se utilizan.

 

  1. Descargar imagen a tamaño completo  completo  Fig. 2 . Ubicación U bicación de columnas y pozos estratigráficos y secciones regionales estratigráficas enumeradas enumeradas en la la  Tabla 2  2 . Los números a lo largo de las secciones se refieren a las etiquetas del transecto estratigráfico (para más detalles, véase  véase Sarmiento, 2001  2001 ). 2 . Configuración tectónica La CE es la rama oriental de los Andes colombianos (  (  Fig. 1  1 ), que comprende tres cadenas montañosas: las cordilleras Oriental, Central y Occidental, que se fusionan hacia el sur en un solo rango. El MV separa las Cordilleras Central y Oriental, y el Valle del Cauca separa las Cordilleras Central y Occidental. La CE y sus cuencas limitantes, la LLA en el este y MV en el oeste, definen el área estudiada aquí.

 

Durante el Mesozoico, el área de la CE era una cuenca extensional. Durante el Paleógeno, según algunos autores (p. Ej.,  Ej., Van der Hamen, 1961; Roeder y Chamberlain, 1995; Gómez et al., 1999; Sarmiento, 2001  2001 ), pueden haber ocurrido bloques subvertidos y / o inversión incipiente de la cuenca extensional mesozoica en el área de la CE. Sin embargo, otro punto de vista postula que existió una cuenca única de antepaís simple, relacionada con la carga topográfica de la Cordillera Central (p. Ej.,  Ej., Cooper et al., 1995  1995 ). El consenso general indica que durante el Neógeno, la cuenca extensional mesozoica se invirtió, deformó y elevó para formar la CE (  ( Cooper et al., 1995  1995 ). En el área de estudio, durante el Triásico y Jurásico, las facies continentaless y volcánicas se depositaron en cuencas extensionales continentale ( Mojica et al., 1996  1996 ). Durante el Triásico, estas cuencas parecen estar relacionadas con Pangea rifting (  ( Pindell y Dewey, 1982, Ross y Scotese, 1988, Cediel et al., 2003  2003 ), y desde el Jurásico, se desarrollaron detrás de un arco magmático relacionado con la subducción del Pacífico. placas bajo el borde occidental de América del Sur (  (  McCourt et al., 1984, Fabre, 1987, Toussaint y Restrepo, 1989, Cooper et al., 1995, Meschede y Frisch, 1998  1998 ). Durante el Cretácico Inferior, las facies marinas se acumularon en un amplio sistema de cuencas extensionales. La sedimentación marina poco profunda terminó al final del Cretáceo, debido a la acumulación de los terrenos oceánicos de la Cordillera Occidental. 2.1 . Interpretaciones tectónicas de placas triásicas y jurásicas

Las configuraciones tectónicas discutidas subsecuentement subsecuentemente e suponen s uponen que la acreción de terrenos tectónicos al este de la paleosutura de Romeral y al oeste de la Cuenca de los Llanos Orientales (  (  Fig. 1  1 ) ocurrió durante el Paleozoico. Siguiendo esta suposición de la evolución en Colombia, las interpretaciones de las placas tectónicas se basan en dos hipótesis. Aunque estas interpretaciones difieren en la configuración tectónica de las placas, una hipótesis alternativa sugiere que estas configuracioness se formaron en diferentes momentos. configuracione 1. La ruptura intracontinental relacionada con la desintegración de Pangea (  ( Pindell y Dewey, 1982; Ross y Scotese, 1988; Cediel et al., 2003  2003 ) ocurrió durante el Triásico y el Jurásico temprano. Esta

 

hipótesis probablemente sea más aplicable a la parte norte de Colombia y Venezuela y su separación de América del Norte. 2. La extensión del respaldo se produjo detrás de un arco magmático relacionado con la subducción (  (  Maze, 1984; McCourt et al., 1984; Pindell y Erikson, 1993; Toussaint, 1995a, b; Pindell y Tabbutt, 1995; Meschede y Frisch, 1998  1998  ). De acuerdo con esta hipótesis, el área de estudio estaba ubicada al margen del continente cuando estaba ocurriendo la subducción activa de placas oceánicas del Pacífico. Esta interpretación explica las cuencas extensionales Triásico y Jurásico Temprano en el área de estudio como cuencas de backarc. Sin embargo, una investigación paleomagnética reciente sugiere que las traducciones de los terranes en el margen de la placa podrían haber tenido lugar durante el Mesozoico temprano (  ( Bayona et al., 2005  2005 ), como lo deducen  deducen Toussaint y Restrepo (1994)  (1994) . Bayona et al. (2005)  (2005) , sobre la base de datos paleomagnéticos, paleomagnéticos, sugieren una traducción significativa hacia el norte (al menos 10 °) de terrenos al oeste de la falla de Bucaramanga (área de Bucaramanga, macizo de Floresta y terranes del  Alto Magdalena) Magdalena) con respecto respecto al cratón durante el Jurásico Jurásico temprano y sin anomalías significativas de paleolatitudes desde entonces. Se necesitan datos paleomagnéticos paleomagnéticos adicionales para probar y cuantificar la magnitud de la traducción de los terrenos tectónicos (Bayona, comunicación personal, 2005). 2.2 . Interpretaciones tectónicas de placas cretáceas

Para el Cretácico, tres hipótesis alternativas alternativas sugieren los procesos que podrían haber operado en diferentes momentos: 1. Extensión de Backarc (  ( McCourt y otros, 1984, Fabre, 1987, Toussaint y Restrepo, 1989, Cooper y otros, 1995, Meschede y Frisch, 1998  1998 ). La evidencia clave para esta hipótesis es la existencia de un arco magmático relacionado con la subducción. 2. Margen pasivo (  ( Pindell y Erikson, 1993; Pindell y Tabbutt, 1995  ). La escasez de rocas magmáticas en la cuenca parece 1995 apoyar esta hipótesis, pero un arco magmático cretáceo

 

pobremente definido (es decir, San Diego, Altavista y poblaciones de Cambumbia;  Cambumbia; Restrepo et al., 1991; Toussaint y Restrepo, 1994  1994 ) en la Cordillera Central es difícil de explicar Alternativamente, la Cordillera Central puede haber estado localizada más al sur de su su posición actual durante el Cretácico. 3. Disturbios intracontinentales intracontinentales relacionado r elacionadoss con la apertura del Caribe. Algunos autores (p. Ej.,  Ej., Geotec, 1992; Cediel et al., 2003  2003 ) sugieren que se desarrolló un graben NW-SE en la parte norte de la Cordillera Central durante el Cretácico Inferior. Un arco magmático del Cretácico mal definido en la Cordillera Central es difícil de explicar con esta hipótesis. Durante el último Cretácico (post-Santonian), (post-Santonian), todas las interpretacion interpretaciones es tectónicas de placas proponen un margen convergente al oeste de Colombia. La placa del Caribe se estaba moviendo hacia el noreste en relación con América del Sur, mientras que la placa de Farallon estaba subducción al oeste del sur de Colombia (  (  Pindell y Erikson, 1993, Pindell y Tabbutt, 1995  1995 ). 3 . Estratigrafía 3.1 . Sedimentación sinervizante Triásico y Jurásico

El registro sedimentario Triásico y Jurásico está presente en varios afloramientos aislados (  ( Fig. 3  3 ). Los depósitos continentales continentales con lechos rojos y depósitos piroclásticos y efusivos volcánicos son dominantes, aunque algunas facies marinas aparecen localmente. Las rocas triásicas y jurásicas se depositaron en cuencas extensionales localizadas principalmente en el Valle Superior del Magdalena (UMV), Serranía de San Lucas y el flanco occidental de la CE (  (  Mojica et al., 1996  1996 ).

 

  1. Descargar imagen a tamaño completo  completo  Fig. 3 . Ubicación U bicación de afloramientos de estratos Triásico-Jurásico y secciones estratigráficas.Etiquetado estratigráficas.Etiquetado de secciones estratigráficas de acuerdo con la  la Fig. 4  4 . La sección estratigráfica E representa el registro sedimentario triásico-jurásico de la parte oriental del terreno de Chibcha segúnToussaint según Toussaint (1995b)  (1995b) . La sección estratigráfica W representa el registro sedimentario triásico-jurásico de la parte occidental del terreno de Chibcha, equivalente a los terrenos de Payandé, San Lucas y Sierra

 

Nevada de  de Etayo-Serna et al. (1983)  (1983) (modificado de  de Toussaint, 1995b  ). Recuadro: ubicación del área de estudio. 1995b La Fig. 4  4 muestra una síntesis estratigráfica modificada después de  Mojica et al. (1996, Fig. 6  de 6 ). Las rocas sedimentarias del Triásico y el Jurásico formaron una secuencia limitada por discordancias. El contacto inferior está marcado por una discordancia, que es predominantemente angular. El contacto superior es predominantemente discordante pero localmente conformable. Los depósitos del Jurásico consistentes en facies clásticas depositadas en ambientes predominantemente predominantemente continentaless están ampliamente distribuidos. En aquellas secciones continentale donde hay algunas facies marinas, están debajo y encima de facies clásticas continentales. Las facies marinas fangosas de grano fino registran incursiones marinas locales durante el Triásico Tardío-Jurásico Temprano. Las lavas volcaniclásticas, piroclásticas y volcánicas están restringidas principalmente a la parte superior del Triásico Superior a la parte inferior del Jurásico Medio (  (  Mojica et al., 1996  1996 , Fig. 6  6 ).

 

  1. Descargar imagen a tamaño completo  completo  Fig. 4 . Secciones estratigráficas triásico-jurásicas. de los y el transectos en la  la Fig. 3 . El eje vertical 3  representa elUbicación tiempo geológico, eje horizontal representa la distancia horizontal actual (km) sin restauración palinspastic (modificado de  de Mojica et al., 1996  1996 ). Geyer (1982), sin embargo, sugiere que las l as facies pobremente fosilíferas (Formación El Sudán) en la zona de Ciénaga de Morrocoyal (al norte de la Serranía de San Lucas) son triásicas y se correlacionan con la Formación Luisa del área de Payandé. Las similitudes de facies y espesores relacionados con el posicionamiento geográfico geográfico sugieren que la sedimentación TriásicoJurásico ocurrió en dos compartimientos de cuencas separados, cada

 

uno con su propio historial de hundimiento y relleno sedimentario ( Figuras 3 y 4  4 ). 1. Terreno del Alto Magdalena, Ciénaga de Morrocoyal y Sierra Nevada (región A,  A, Fig. 3  3 ). Esta sección corresponde a la parte occidental del terreno de Chibcha, tal como lo definen  definen Toussaint (1995a, b)  b) , o los terrenos de Payandé, San Lucas y Sierra Nevada, como lo proponen proponen  Etayo-Serna et al. (1983)  (1983) . En este compartimiento, dos incursiones marinas son reconocibles: en el Triásico Tardío (Noriense-Rético, miembro Chicalá de la Formación Saldaña, UMV) y en el Jurásico Temprano (formaciones Sinemurian, Morrocoyal y Los Indios; edades según  según Mojica et al. ., 1996  ). La sedimentació 1996 sedimentación n continental siguió a la deposición marina poco profunda en este compartimento. Las facies relacionadas con los volcanes son volumétricamente más importantes aquí que en el compartimiento formado por los afloramientos en el área de la CE (región B,  B, Fig. 3  3 ). Sobre la base de datos paleomagnéticos paleomagnéticos de la UMV,  Bayona et al. (2005)  UMV, (2005) proponen que la UMV y San Lucas (terrenos de Payandé-San Lucas;  Lucas; Etayo-Serna et al., 1983  1983 ) se ubicaron al sur del ecuador antes del Jurásico Medio y al norte del Cretácico medio-Jurásico tardío, con un movimiento hacia el norte de al menos 10 ° con respecto al cratón sudamericano. 2. Cordillera Oriental (región B,  B, Fig. 3  3 ). Esta área corresponde al lado este del terreno de Chibcha, como lo define  define Toussaint (1995a, b)  . La influencia marina en la deposición se ubica dentro del b) Jurásico Inferior (edades de formación Montebel, según  según Mojica et al., 1996  1996 , Fig. 4  4 ). Este compartimento se caracteriza por la ausencia de rocas de edad triásica y deposición espesa de depósitos siliciclásticos en cuencas extensionales continentales continentales (p. Ej., Formación Girón).  Girón). Bayona et al.(2005)  al.(2005) , sobre la base de datos paleomagnéticos paleomagnétic os de las áreas de Bucaramanga y Floresta, sugieren que parte de este terreno localizado al oeste de la falla de Bucaramanga se localizó cerca del ecuador durante el Jurásico medio moviósuhacia el norte unos 4 ° conelrespecto cratón inicial establey se . Según reconstrucción, durante Jurásicoal

 

Triásico Medio Superior, el "compartimento de la cuenca" de la UMV y la Ciénaga de Morrocoyal (Payandé-San Lucas) estaba ubicado al sur del compartimento de la CE. 3.2 . Sedimentación cretácea

La mayoría de las rocas expuestas en la CE son cretáceas en edad.  edad. La Fig. 5 muestra una sección transversal de tiempo-estratigráf 5  tiempo-estratigráfica ica de la cuenca.

1. Descargar imagen a tamaño completo   y Terciario. Ubicación en Fig. 5 . Sección estratigráfica delcompleto  Cretácico la  Fig. 2  la 2 . El eje vertical representa el tiempo geológico de acuerdo con la escala de  de Gradstein y Ogg (1996)  (1996) ; el eje horizontal representa la distancia horizontal actual (km) sin restauración palinspastic. palinspastic. Esta sección ha sido construida a partir de versiones anteriores por  Fabre (1985, 1987) y Cooper et al. (1995) ( 1995)  , modificado de acuerdo con las interpretacioness de estratigrafía de secuencia (  interpretacione ( Pimpirev et al., 1992; Fajardo et al., 1993; Villamil, 1993, 1994; Etayo-Serna, 1994; Ecopetrol, 1994; Rolón y Carrero, 1995; Villamil y Arango , 1998  1998 ). Las rocas dely Cretácico, incluyendo los depósitos superiores del Jurásico el Paleoceno, forman localmente una megasecuencia limitada por

 

discordancias regionales que son al menos localmente angulares. A gran escala, las rocas del Cretácico representan un ciclo transgresivoregresivo mayor con una superficie máxima de inundación cerca del límite Cenomaniano-Turoniano, que corresponde al máximo nivel eustático mesozoico (  ( Fabre, 1985; Villamil, 1993  1993 , Fig. 5  5 ). Superpuesto a esta tendencia a gran escala, están presentes varios ciclos transgresivos-regresivos transgresivos-regre sivos más pequeño pequeños, s, lo que sugiere un nivel tectonoeustático tectonoeu stático oscilante relativo. La subsidencia fue rápida (  ( Fabre, 1983a, b, 1987  1987 ), pero la sedimentación en aguas someras sugiere que la deposición se mantuvo a su ritmo. La cuenca era un sistema de graben ancho orientado aproximadamente NNE-SSW, dividido en dos subcuencas (Tablazo y Cocuy, Cocuy,  Fig. 6  6 ) por el paleo-Macizo Santander-Floresta. Santander-Floresta. Hacia el norte, estas subcuencas continuaron hasta el canal Machiques en los Andes Mérida de Venezuela y el canal Uribante en Serranía de Perijá (  ( Julivert, 1968; Fabre, 1985, 1987  ). Hacia el sur, estas subcuencas se unieron como la subcuenca de 1987 Cundinamarca (  ( Bürgl, 1961  1961 ), donde el espesor de las secciones del Cretácico alcanza un máximo (  ( Figuras 2 y 5  5 ). ).  Fabre (1987)  (1987) y Sarmiento (1989)  sugieren que la depresión de Cundinamarca se limitó al sur y al (1989) norte por paleofaults de transferencia NW-SE (  ( Fig. 6  6 ).Los cambios laterales NS de espesor y un sistema s istema de relé extensional al sur de la la depresión de Cundinamarca respaldan la existencia de fallas de transferencia llamativas NW-SE.

 

  1. Descargar imagen a tamaño completo  completo  Fig. 6 . Compartimentos C ompartimentos de la cuenca del Cretácico (subcuencas) y su subsidencia metros. Subsidencia Subsidenci a tectónica l as las subcuencas tectónica Tablazo yen Cocuy. (B)(A) hundimiento tectónico de de la subcuenca de Cundinamarca. Ciudades: M, Medellín; Mz, Manizales; Yo, Ibagué; N, Neiva; C, Cúcuta; Bu, Bucaramanga; T, Tunja; B, Bogotá; V, Villavicencio; Y, Yopal; A, Arauca. Sobre la base de la presencia de rocas sedimentarias del Cretácico Inferior en la parte norte de la Cordillera Central,  Central, Geotec (1992)  (1992) sugiere la existencia de un graben NW-SE, conectado con la subcuenca de Cundinamarca. Sin embargo, los espesores disponibles compilados de estos sedimentos para intervalos cronoestratigráficos cronoestratigráficos similares son significativamente significativament e más delgados que los de la CE (  (  Figuras 5, 7b y

 

8a 8a  ). Si tal graben existió, en términos de subsidencia, era una característica menor comparada comparada con los grabens en la CE. Estas rocas sedimentarias marinas del Cretácico Inferior en la Cordillera Central están fuertemente deformadas y asociadas con rocas volcánicas máficas de afinidad oceánica, que colectivamente han sido denominada denominadass Complejo Quebradagrande por  Nivia et al. (1996)  (1996) y Nivia y Gómez (2005)  . Estos autores interpretan las rocas como originadas dentro de (2005) una cuenca marginal con formación de costra oceánica desarrollada a lo largo de una sutura s utura más antigua entre diferentes terrenos metamórficos de la Cordillera Central (entre el este del Complejo de Cajamarca y el Complejo Arquía occidental). Los espesores compilados sugieren una cuenca NS actual de acuerdo con  con la laiinterpretación de  de Nivia y Gómez (2005)  . (2005)

 

1. Descargar imagen a tamaño completo  completo  Fig. 7 . (a) ( a) Berriasian-Valanginian y (b) Hauterivian-Barremian espesor (m) sin restauración palinspastic. palinspastic. Las líneas gruesas representan paleofaults que se cree que son activos durante Berriasian-Valanginian / Hauterivian-Barremian, Hauterivian-Barremi an, respectivamente. (c) Mapa de contorno de

 

los factores de estiramiento de la litosfera cortical ( δ  )  ) calculados a través del modelado modelado directo para para el evento de estiramiento estiramiento BerriasianoBerriasianoHauteriviano (144-127 Ma, Cretácico) sin restauración palpático. Distribución de las principales fallas del Cretácico Inferior e intrusiones máficas que se muestran con círculos: 1. Rio Nuevo diorite, 2. Rodrigoque micrograbbro, 3. Lava basáltica porfírica, 4. Rio R io Cravo Sur microgabbro, 5. Pajarito, 6. Q. La Esperanza, 7. Q. Las Palomas, 8. Q. La Culebra, 9. Marfil, 10. Q. Grande, 11. Q. La Chorrera, 12. La Chunchalita, 13. Q. La Fiebre, 14. Cáceres, 15. La Corona, 16. Pacho, y 17. diorita de Rio Guacavia. (d) Mapa de contorno de los factores de estiramiento de la litosfera subcrusta ( β ) calculados mediante modelado directo para el evento de estiramientoBerriasian estiramientoBerriasiano-Hauteriviano o-Hauteriviano (144-127 (144-127 Ma, Cretácico) sin restauración palpático. Se muestra la distribución de las principales fallas del Cretácico Inferior. Ciudades: M, Medellín; Mz, Manizales; Yo, Ibagué; N, Neiva; C, Cúcuta; Bu, Bucaramanga; T, Tunja; B, Bogotá; V, Villavicencio; Y, Yopal; A, Arauca.

 

1. Descargar imagen a tamaño completo  completo  Fig. 8 . (a) ( a) Espesor de Aptian (m) sin restauración palinspastic. palinspastic. Las líneas gruesas representan paleofaults que se cree que son s on activos durante el tiempo de Aptian. (b) Mapa de contorno de losfactores de estiramiento de la litosfera cortical ( δ  )  ) calculados a través del modelado

 

directo para el evento de estiramiento Aptiano (121-102.6 Ma, Cretácico) sin restauración palpático. También se muestra la distribución de las principales fallas del Cretácico Inferior. (c) Mapa de contorno c ontorno de losfactores de estiramiento de la litosfera subcrusta ( β ) calculados a través del modelado directo para el evento de estiramiento Aptiano (121102.6 Ma, Cretácico) sin restauración palinspástica. palinspástica. También se muestra la distribución de las principales fallas del Cretácico Inferior. Ciudades: M, Medellín; Mz, Manizales; Yo, Ibagué; N, Neiva; C, Cúcuta; Bu, Bucaramanga;; T, Tunja; B, Bogotá; V, Villavicencio;Y, Yopal; A, Arauca. Bucaramanga 3.2.1 . La sedimentación sincrética del Cretácico temprano

La sedimentación comenzó en la cuenca del Tablazo en tiempos del Jurásico y continuó durante el Cretáceo Temprano localmente, sin una discordancia angular relacionada con la tectónica (por ejemplo, la sección Río Lebrija,  Lebrija, Cediel, 1968  1968 ). En otras áreas, las rocas sedimentarias del Cretácico descansan con discordancia angular en las rocas mesozoicas, paleozoicas o incluso precámbricas anteriores. En la subcuenca del Tablazo, los lechos basales corresponden a areniscas ar eniscas (formaciones Los Santos, Tambor y Arcabuco) depositadas en ambientes fluviales, generalmente con sedimentos detríticos derivados de bloques de falla  falla elevados elevados  ( Etayo-Serna y Laverde-Montaño, 1985  1985 ). La amalgama de los lechos de los canales indica que el suministro de sedimentos excedió la tasa de hundimiento de la cuenca en el límite Jurásico-Cretácico.  Bürgl (1967)  Jurásico-Cretácico. (1967) sugiere que una incursión marina inicial en la subcuenca de Cundinamarca inundó un área continental con un clima desértico, que proporcionó las condiciones para la formación de evaporita durante las primeras etapas de la transgresión marina.  McLaughlin (1972)  marina. (1972) cita evidencia paleontológica de una edad Berriasian-Valanginian Berriasian-Valan ginian para algunas ocurrencias evaporíticas.Durante el Berriasian, el mar inundó la cuenca desde la parte norte de la Cordillera Central hacia la subcuenca de Cundinamarca (  ( Etayo-serna et al., 1976  ). Luego, el mar avanzó desde la subcuenca Cundinamarca 1976 Cundinamarca hacia el norte en dos subcuencas, mientras que el paleo-macizo SantanderFloresta permaneció en estado emergente (Etayo-Serna et al., 1976;  Fabre, 1985, 1987; Sarmiento, 1989  1976; 1989 ; Figuras 5, 7a, b, y 8a  8a ). Las subcuencas de Tablazo y Cocuy comenzaron a formar una sola cuenca amplia durante el Hauteriviano debido a la inundación del

 

paleohigh de Santander-Floresta (Fabre, 1985 ) 1985 ) y al aumento del nivel base. Sin embargo, este alto intrabasal fue una barrera significativa para el movimiento de sedimentos hasta el Aptiense (  (  Figuras 7a, by 8a  8a ). Hacia el sur, tanto la subcuenca de Tablazo como la de Cocuy muestran un incremento gradual en la lutita oscura depositada en ambientes de poca profundidad marina poco oxigenada (grupos Caqueza y Villeta,  Fabre, 1985; Sarmiento, 1989  Villeta, 1989 ). En la subcuenca de Cundinamarca, la sedimentación cretácea comenzó durante el Tithonian? -Berriasian-Valanginian -Berriasian-Valangi nian con depósitos de turbidita tanto en el este (Lower Caqueza Group;  Group; Pimpirev et al., 1992  1992 ) como en el oeste (parte inferior de Utica sandstone, Murca Formación; Formación;Sarmiento, 1989  1989 ; Moreno, 1990, 1991  ) flancos (  1991 ( figuras 7a, b y 8a  8a ). La deposición de turbiditas prevaleció hasta Hauterivian en el borde oriental de la cuenca (Grupo  Caqueza (Grupo Caqueza ,  ,Pimpirev Pimpirev et al., 1992  1992 ). Durante el Cretácico más antiguo, el hundimiento de la cuenca excedió el suministro de sedimentos, lo que provocó la retrogradación del sistema de turbiditas, por lo que los sedimentos de los ventiladores distales distales cubrieron los depósitos del canal de la boca del ventilador central. Después del berriasianismo, el suministro de sedimentos aumentó y abatió el hundimiento de la cuenca, lo que provocó la la progradación del sistema de turbiditas (  ( Pimpirev et al., 1992  1992 ) y localmente en la progradación de arenas deltáticas durante el Hauterivian (arenisca superior de Utica,  Utica, Sarmiento, 1989; Moreno, 1990).  1990). ) La subsidencia diferencial relacionada con la falla normal sin s in sedimentaria causó pendientes inestables inestables en los márgenes de la l a cuenca. Estos procesos favorecieron la deposición de turbidita durante el Cretácico Aptico temprano temprano (arenisca Utica inferior, Formación Formación Murca, Murca,Sarmiento, 1989; Moreno, 1990, 1991  1991 ; Formación Socota,  Socota, Polanía y Rodríguez, 1978  ; Grupo  1978 Grupo Caqueza Caqueza  , Pimpirev et al., 1992  1992 ; Figs. 7a, b, y 8a  8a ). Una trasgresión importante siguió a un aumento relativo del nivel del mar durante el último tiempo de los Aptios. El mar inundó toda el área de la actual CE, incluso al sur de la subcuenca de Cundinamarca (Etayo-Serna et al., 1976;  1976; Etayo-Serna, 1994  1994 ). Hacia el sur de la paleo-UVM, la sedimentación del Cretácico comenzó durante el Aptiense (  (  Vergara y Prössl, 1994  ) en una cuenca extensional formada inicialmente en tiempos1994  del Jurásico.

 

En toda la cuenca de la CE, los cambios abruptos de espesor lateral y la deposición aluvial o turbidítica relacionada con fallas dan fe de las condiciones deposicionales deposicionales de hundimiento tectónico / diferencial local en el Cretácico Inferior. La correlación regional de los ciclos tectonoeustáticos tectonoeu státicos relativos del Cretácico Inferior es difícil de establecer debido a la tectónica extensional activa local. Desde el Aptiense, estos ciclos tectonoeustáticos tectonoeustáticos relativos se han vuelto más tratables que los ciclos pre-Aptianos (  ( Figura 5  5 ). En la Cordillera Central, las rocas r ocas sedimentarias sedimentarias del Cretácico Inferior (fangolitas, arcillas, areniscas feldespáticas y conglomerado c onglomerados) s) del Complejo Quebradagrande Quebradagrande están asociadas a un conjunto ofiolítico de rocas ultramáficas, gabros, basaltos, brechas y rocas piroclásticas, generalmente afectadas afectadas por metamorfismo dinámico (  (  Moreno y Pardo, 2003)). Los ambientes deposicionales varían entre plataformas fluviales, 2003 costeras, deltaicas y marinas (  ( Rodríguez y Rojas, 1985  1985 ). La evidencia indica que durante el Cretácico medio, estas rocas comenzaron la deformación por compresión (  ( Rodríguez y Rojas, 1985  1985 ), posiblemente como resultado del cierre de la cuenca marginal de Quebradagrande ( Nivia et al., 1996  1996 ). 3.2.2 . Cretáceo post-sedimentación

Se han propuesto varios ciclos cic los de niveles tectoeustáticos relativos durante el Cretácico superior (  ( figura 5  5 ). Durante el Albiano, una caída relativa a nivel de base favoreció la progradación de las arenas deltaicas y litorales en la UMV (Formación Caballos,  Etayo-Serna, 1994  Caballos, 1994 ) y el límite oriental de la cuenca (Formación Une inferior,  inferior, Fabre, 1985  1985 ). Durante el Albiano medio tardío, la transición de facies marinas cercanas a la costa (p. Ej., Formaciones Caballos, San Gil Inferior y Socotá) a facies de plataformas exteriores (p. Ej., Formaciones del Grupo Villeta, San Gil Superior y Hiló) Hi ló) registró un aumento en niveles tectonoeu tectonoeustáticos státicos relativos (Villamil, 1993; EtayoSerna, 1994  1994 ). Durante finales de Albiense-Cenoma Albiense-Cenomanía nía temprano, una caída relativa del nivel tectonoeust tectonoeustático ático fue registrada por progradación de la parte superior de la l a Formación Une y una tendencia de facies generalizada hacia abajo-hacia arriba (por ejemplo, transición de San Gil Superior a Churuvita e Hiló a la lutita sin nombre; nombre;Villamil, 1993  1993 )

 

Durante los últimos Cenomanian, Turonian y Coniacian, el nivel base tectonoeustático tectonoeu stático alcanzó su máximo nivel mesozoico. El mar inundó toda la esquina noroeste de América del Sur, y la lutita gris oscuro se depositó desde Venezuela hasta el norte de Perú (Thery, 1982, en  en Fabre, 1985  ). En contraste con la CE, donde la superficie de inundación 1985 máxima del Cretácico se produjo en el límite Cenomaniano-Turoniano, Cenomaniano-Turoniano, la máxima inundación en el LLA ocurrió durante el Campaniano (CS en la parte superior de la Formación Gachetá; Gachetá;Fajardo et al., 1993; Cooper et al. 1995  1995 , Fig. 4  4 ). Villamil (1993)  (1993) reconoció ciclos de niveles tectonoeustáticos tectonoeustáticos relativos más pequeños durante los últimos tiempos del Cenomanio, Turoniano y Coniaciense. Un aumento relativo del nivel base tectonoeustático durante el Cenomaniense tardío (  (  Villamil, 1993  1993 ) indujo una leve profundización de la cuenca y una notoria disminución del suministro detrítico a la cuenca (por ejemplo, Frontera y la parte inferior de las formaciones San Rafael;  Villamil, 1993  Rafael; 1993 ). Durante el Turonian-Coni Turonian-Coniacian, acian, las estribaciones de LLA actuales se inundaron (Cooper et al., 1995  1995 ) pero no toda la LLA ( Fig. 5  5 ). Desde el Turoniano Medio hasta el Coniaciense tardío, una progradación gradual y una disminución progresiva (por ejemplo, la Formación San Rafael superior y el Grupo Villeta en el MV superior) se relacionó con una caída relativa del nivel tectonoeustático (  ( Villamil, 1993  ). 1993 En la UMV y durante el último Coniacian-Santonian, se produjo una profundización de la cuenca y un aumento relativo del nivel tectonoeustático tectonoeu stático (transición del estante superior Villeta Group al estante inferior inferior de chert unit del Grupo Olini;  Olini; Etayo-Serna, 1994  1994 ,Fig. 2  2 ) . Durante el Santonian, Campanian, Maastrichtian y Paleocene, se registró una regresión y progradación general por el litoral a las facies llanas costeras de transición (p. Ej., Grupo Guadalupe, Formación Guaduas). Las arenas del Grupo Guadalupe representan dos ciclos de progradación, agradación agradación y retrogradación de la costa oeste, dominados por piedras areniscas ricas en cuarzo de alta energía derivadas del Escudo de Guyana (  ( Cooper et al., 1995  1995 , Fig. 5  5 ). La regresión no ocurrió de forma continua, pero con eventos transgreso- sos menores registrados por facies silícea y fosfática de grano fino (Formación

 

Plaeners, Grupo Olini y Formación La Luna superior,  superior,  Föllmi et al., 1992  ; Fig. 5  1992 5 ).  A finales del Cretácico (Maastrichtiense), (Maastrichtiense), el levantamiento levantamiento gradual gradual del margen occidental del MV suministró clastos de rocas metamórficas acumuladas por sistemas fluviales cerca del mar en un delta trenzado (Formación Cimarrona,  Cimarrona, Gómez y Pedraza, 1994  1994 ). En la Cordillera Central al este del Complejo Quebradagrande, no se ha encontrado ningún registro sedimentario del Cretácico Superior. Esta área puede haberse levantado durante durante el último Cretácico y comenzó a suministrar clásticos al este. 4 . Métodos 4.1 . Análisis de subsidencia

El registro estratigráfico proporciona información sobre movimientos corticales verticales en una cuenca. El hundimiento de la cuenca es el resultado de un componente termomecánico termomecánico llamado subsidencia tectónica y un componente de carga de sedimentos y agua. El subsidencia tectónico es un hundimiento de la cuenca sin distorsión en ausencia de sedimentación y, por lo tanto, está relacionado con la geodinámica de la cuenca. Para cuantificar el componente tectónico del hundimiento de la cuenca estudiada, utilizamos la técnica de retroceso r etroceso unidimensional (1D) ( Steckler y Watts, 1978; Bond y Kominz, 1984  1984 ), como explican  explican Sclater y Christie (1980)  (1980) , Bond y Kominz. (1984)  (1984) y Bessis (1986)  (1986) . Para este propósito, calculamos el hundimiento tectónico del registro estratigráfico, adoptando isostasia Airy local para corregir el efecto de lalas carga de sedimentos.laLas correcciones para la compactación siguen relaciones de profundidad-porosidad profundidad-porosidad sobre la base de las litologías observadas utilizando relaciones exponenciales promedio estándar y parámetros materiales (véase  (véase Sclater y Christie, 1980  1980 ). La mayoría de las columnas estratigráficas provienen de la literatura publicada (ver  (ver Sarmiento, Sarmiento, 2001  2001 ); los datos de pozo son de Ecopetrol. Revisamos cuidadosamente cuidadosamente el grosor de cada columna estratigráfica con mapas geológicos disponibles para evitar repeticiones estructurales. También verificamos la consistencia del grosor entre secciones vecinas. Se han tenido en cuenta los efectos de la

 

paleobathimetría, utilizando facies sedimentarias y contenido de fauna como se interpreta en la literatura. Las edades se basan en datos de la literatura, principalmente en las secciones regionales estratigráficas presentadass por  Cooper et al. (1995)  presentada (1995) . Para expresar las edades en Ma, utilizamos la escala de tiempo geológica propuesta por  Gradstein y Ogg (1996) . Las disconformidades también se incluyen con las edades y (1996)  duraciones en Ma. Los parámetros adicionales para el modelado directo son el grosor y las densidades iniciales de la corteza y la litosfera.  litosfera.  La Tabla 1  1 proporciona los parámetros adicionales que usamos en el modelado directo, que son los valores promedio aceptados para la litosfera continental normal (  ( Tabla 2  2 ). Tabla 1 . Parámetros utilizados para calcular el hundimiento tectónico en los modelos avanzados Parámetros del modelo

Valor

Espesor litosférico inicial

120 km

Espesor cortical inicial Temperatura astenosférica

35 km 1333 ° C

Difusividad térmica

1 × 10 -6  m 2  s -1 

Densidad de la corteza superficial

2800 kg m -3 

Densidad del manto superficial

3400 kg m -3 

Densidad del agua de mar

1030 kg m -3 

Coeficiente de expansión térmica

3.2 × 10 -5  ° C

Tabla 2 . Eventos de estiramiento del Cretáceo y factores de litosfera que se estiran desde columnas estratigráficas donde está presente el registro sedimentario del Cretáceo Compartimiento de lavabo  lavabo a 

Columna estratigráfica  b  estratigráfica

Evento Berriasian-Hauterivi Berriasian-Hauterivian an Comience (Ma)

Fin (Ma)

Factor de estiramiento  β  

2

72 Casabe-199

2

74 Cascajales-1

2

Evento Aptian-early Albian Comience (Ma)

Fin (Ma)

Factor de estiramiento

δ 

 β  

δ 

144

127.8

1.522

1.146

114

109.3

1.03

1.03

144

127.5

0.987

0.987

114

109.3

1.132

1.094

73 Infantas-1613

138

127.8

1.301

1.117

114

109.3

1.328

1.113

2

53 Lebrija-1

144

127

1.625

1.213

114

109.3

1

1

2

71 Llanito-1

138

127.8

1.313

1.098

114

109.3

1.478

1.131

2

70 Sabalo-1K

144

127.8

1.37

1.113

114

109.3

1.039

1.039

3

4 Arcabuco

140

127.5

1.099

1.099

do  

do  

 

Compartimiento de lavabo  lavabo a 

Columna estratigráfica  b  estratigráfica

Evento Berriasian-Hauterivi Berriasian-Hauterivian an Comience (Ma)

Fin (Ma)

Factor de estiramiento  β  

do

Evento Aptian-early Albian Comience (Ma)

Fin (Ma)

Factor de estiramiento

δ 

 β  

δ 

144

127.5

1.47

1.261

114.8

112.2

1.063

1.019

143 142

127.5 127.5

1.354 1.043

1.31 1.043

114.8 114.8

112.2 112.2

1.329 1.096

1.111 1.043

25 Los Santos

136.5

127.5

1.131

1.088

114.8

112.2

1.009

1.009

3

47 Simacota

144

127.5

1.251

1.251

114.8

112.2

1.064

1.01

3

52 Tablazo

144

127.5

1.052

1.052

114.8

112.2

1

1

3

57 Vadorreal

134.5

127.5

1.585

1.179

114.8

112.2

1.374

1.08

3

58 Velez

142

127.5

1.151

1.245

114.8

112.2

1.219

1.072

3

59 Villa de Leiva

142

127.5

2.016

1.332

114.8

112.2

1.052

1.052

4

66 Chitasuga-1

142

130

1.196

1.196

121

112.2

1.536

1.187

4

22 La Calera

142

130

1.331

1.206

121

112.2

1,58

1.178

4

39 Quipile

141

130

1.511

1.147

121

112.2

1.301

1.115

4

48 Simijaca

142

130

1.247

1.247

121

112.2

3.238

1.318

4

75 Suba-2

142

130

1.085

1.085

121

112.2

1.221

1.142

4

76 Suesca-1

142

130

1.217

1.217

121

112.2

2.476

1.304

4

77 Suesca Norte1

142

130

1.214

1.214

121

112.2

1.824

1.224

4

50 Sutamarchan

142

130

1.234

1.234

121

112.2

1.825

1.252

4

51 Tabio

142

130

1.227

1.227

121

112.2

1.587

1.206

4

60 Villeta

do

141

127.5

1.01

1.01

121

112.2

1.52

1.492

4

61 Yacop

do

134.2

127.5

1.449

1.449

121

112.2

1.77

1.299

5

3 Apulo

127.6

127

1.792

1.164

121

112.2

1.261

1.049

5

15 Fusagasuga

127.6

127

1.571

1.13

121

112.2

1.466

1.071

6

2 Alpujarra

do

115.1

102.6

1.411

1.222

6

12 Coello

do

121

102.6

1.11

1.066

6

16 Girardot

121

102.6

1.366

1.157

6

19 Guataqui

121

102.6

1.366

1.173

6

21 Itaibe

108.5

102.6

1.176

1.087

6

17 Melgar

121

102.6

1.18

1.121

6

29 Neiva

121

102.6

1.312

1.082

3

8 Chima

3 3

10 Cimitarrra 24 Los Medios

3

 

do  

do  

do  

do  

 

 

 

 

do  

 

Compartimiento de lavabo  lavabo a 

Columna estratigráfica  b  estratigráfica

Evento Berriasian-Hauterivi Berriasian-Hauterivian an Comience (Ma)

Fin (Ma)

Factor de estiramiento  β  

Evento Aptian-early Albian Comience (Ma)

Fin (Ma)

δ 

6

31 Ortega

6 6

35 Prado 36 Q Calambe

6

37 Q El Cobre

do

6

38 Q Olini

do

7

56 Chivata

132.8

127

3.144

1.215

7

64 Cormichoque-1

122.4

122.3

2.029

1.179

7

14 Floresta

132.6

127

1.024

1.037

7

18 Guaca

132

127

1.259

1.075

7

26 Matanza

128.8

127

1.716

1.13

7

54 Tibasosa

132.8

127

2.046

1.181

7

55 Tunja

133.5

127

2.204

1.185

7

78 Tunja-1

132

127

2.576

1.213

8

63 Bolivar-1 Corrales-1

132

127

2.071

1.186

8

6 Caqueza

144

127.5

1.215

1.204

8

28 Nazaret

131.5

127.5

1.493

1.155

8

34 Paz de Rio

144

127

1.385

1.154

8

44 Servita

132

127.5

1.565

1.138

9

33 Aguazul

142

127.5

1.205

1.309

9

9 Chita

139

127.5

2.525

1.482

9

7 Cocuy

139

127.5

3.489

1.657

9

20 Guateque

138

127.5

1.035

1.405

9

23 Labateca

132

127.5

1.478

1.285

9

69 Medina-1

144

127.5

3.605

1.118

9

27 Mojicones

139

127.5

1.36

1.23

9

32 Pajarito

142

127.5

1.169

1.303

9

40 R Cusay

136.5

127.5

1.643

1.35

9

46 San Luis de

144

127.5

1.076

1.352

Factor de estiramiento  β  

δ 

121

102.6

1.658

1.284

121 119.1

102.6 102.6

1.422 1.477

1.115 1.1

121

102.6

1.275

1.024

121

102.6

1.166

1.049

do

Gaceno

 

 

 

do  

do  

 

Compartimiento de lavabo  lavabo a 

Columna estratigráfica  b  estratigráfica

Evento Berriasian-Hauterivi Berriasian-Hauterivian an Comience (Ma)

Fin (Ma)

Factor de estiramiento  β  

9

49 Sogamoso

10

67 Cusiana-1X-2

136.5

127.5

1.459

Evento Aptian-early Albian Comience (Ma)

Fin (Ma)

Factor de estiramiento

δ 

 β  

δ 

1.354 112.3

112.2

1.095

Los números del compartimento de la cuenca como se muestra en la  la  Fig. 6  6 . Ubicación de cada columna estratigráfica identificada por el número que se muestra m uestra en la  la Fig. 2  2 . un Los números indican subcuencas del Cretácico que se muestran en la  la  Fig. 6  6 . segundo Número de columna estratigráfica que se muestra en la l a Fig. 2  2 . do Modelado utilizando estratigrafía real o inferida del Triásico y el Jurásico.

Los pulsos deensubsidencia del sótano se han impulsos interpretado términos detectónica procesosrápida tectónicos. Solo aquellos de subsidencia tectónica rápida correlacionables con el componente de movimiento normal de la actividad de falla se interpretan como producidos por la extensión o transtensión de la litosfera, aunque la falla normal también puede corresponder a configuracione configuracioness transtesionales. transtesional es. Los eventos de hundimientos rápidos r ápidos relacionados con el adelgazamiento de la corteza o la litosfera l itosfera también son comunes en las cuencas transtensionales transtensionales o las cuencas intra-arco intra -arco (  ( Ingersoll y Busby, 1995  ). En estas configuraciones, 1995 configuraciones, el component componente e extensional es uno de los principales contribuyentes al hundimiento tectónico. La tasa de hundimiento más lenta, generalmente más tardía, se ha interpretado como producida por el reequilibrio térmico de la litosfera siguiendo la anomalía térmica creada por el estiramiento. 4.2 . Modelado a futuro de la evolución de la cuenca

Para cuantificar los movimientos extensionales horizontales horizontales responsable r esponsabless de la subsidencia observada y establecer un marco cuantitativo para la evolución de la grieta pulsátil de la litosfera durante la formación de la cuenca mesozoica, cuantificamos las tasas de extensión mediante modelado directo de subsidencia tectónica. Usamos una técnica de

1.025

 

modelado directo "automático" (  ( Van Wees et al., 1996b ), 1996b ), que explicamos brevemente a continuación. 4.2.1 . Modelo numérico

El enfoque de modelado directo se s e basa en supuestos de estiramiento litosférico (McKenzie, 1978; Royden y Keen, 1980  1980 ). El factor de extensión δ  se  se usa para el estiramiento de la corteza y β para el estiramiento subcrustal. Para los cálculos térmicos, usamos un modelo de diferencia finita numérica 1D, que nos permite incorporar fases de estiramiento finitas y múltiples. Para manejar la gran cantidad de pozos y las fases de estiramiento en el modelo directo, aplicamos una técnica numérica (  ( Van Wees et al., 1996b  1996b ), que automáticamen automáticamente te encuentra los parámetros de ajuste más adecuados para (parte de) los datos de subsidencia. En este procedimiento, debemos especificar el tiempo y la duración de la fase de rift, mientras m ientras que los valores de estiramiento mejor ajustados surgen buscando buscando el mínimo de la raíz cuadrada media F  de  de la desviación en la subsidencia predicha y observada (  ( Fig. 9  9 ), como función de δ  y  y β , de la l a siguiente manera:  (1)F(δ,β)=1númeroΣyo -1yo-número(spagpag,yo-so,yo)2,   donde num es el número de datos de subsidencia utilizados utilizados en el procedimiento de adaptación, y s  p , i  y  y s o , i  son  son valores de subsidencia pronosticadoss y observados, respectivamente. pronosticado respectivamente. Para una fase de ruptura, se puede usar un estiramiento litosférico uniforme ( δ   = β ) ( McKenzie, 1978  1978 ) o un estiramiento de dos capas ( δ  ≠ β  β ) (por ejemplo,  Royden y Keen, 1980  ejemplo, 1980 ). Para un estiramiento uniforme, la solución a la ecuación(1) ecuación(1)  requiere que al menos un punto de datos de subsidencia observado observado se dé después del inicio de la división, mientras que el estiramiento de dos capas requiere al menos dos puntos de datos. Para el estiramiento polifásico, el ajuste se realiza en orden secuencial.Inicialmente, secuencial.Ini cialmente, utilizando una configuración litosférica térmica y composicional de estado estable (véase  (véase McKenzie, 1978  1978 ), los parámetros de estiramiento de la primera fase se determinan ajustando ajustando los puntos de datos en el intervalo de tiempo syn y postrift hasta el inicio de la siguiente fase. Posteriormente, usando la configuración de litosfera perturbada predicha al inicio de la segunda fase de rift, los parámetros de

 

estiramiento se determinan usando datos de subsidencia de sus intervalos de tiempo syn y postrift hasta la siguiente fase de rifting.

1. Descargar imagen a tamaño completo  completo  Fig. 9 . Esquema de la l a técnica de modelado directo. Explicación en el texto (de  (de Van Wees et al., 1996b  1996b ). 4.2.2 . Procedimiento de modelado

En el procedimiento de ajuste, la configuración litosférica inicial y los parámetros térmicos se adoptan como se detalla en la  la  Tabla 1  1 . Para ajustar los datos, suponemos que cada fase observada de subsidencia tectónica rápida debe corresponder corresponder a una fase de estiramiento en el modelo de avance. Para estas fases, adoptamos un modelo de  β ) para obtener el mayor estiramiento de dos capas de la litosfera ( δ   ≠ β grado de libertad.Sin embargo, preferimos utilizar un modelo de estiramiento uniforme ( δ  =  = β ) cuando existe incertidumbre en la estimación de los factores de estiramiento debido a menos puntos de datos o incertidumbres de edad relativamente grande, como es el caso del registro sedimentario Triásico y Jurásico. Utilizando los tiempos de inicio y finalización previamente determinados para los eventos de estiramiento, calculamos los factores de estiramiento de la litosfera que producirían curvas de hundimiento teóricas similares a las observadas. Para el modelado directo, incluimos para la mayoría de las ubicaciones modeladas la sección sedimentaria mesozoica completa

 

desde el Triásico, incluso en aquellas columnas en las que la sección pre-Mesozoica es probablemente profunda y no se desarrolla. En estos casos, usamos espesores interpolados de los mapas isopach. i sopach. 5 . Resultados En la  la Fig. 10  10 , mostramos las curvas de hundimiento tectónicas. Las curvas de hundimiento tectónico modeladas hacia adelante (  (  Fig. 11  11 ) indican un ajuste notablemente bueno con los datos de subsidencia. Los factores de estiramiento litosféricos, corticales y subcrusuales calculados para cada fase de estiramiento también se representan gráficamente en la vista de mapa (  ( figuras 7, 8 y 12  12 ).

 

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1. Descargar imagen a tamaño completo  completo   Fig. 10 . Curvas de subsidencia tectónica del registro sedimentario sedimentario mesozoico. El eje horizontal representa la edad en Ma. El eje vertical representa la subsidencia tectónica en metros obtenida del análisis de retroceso. Las franjas verticales sombreadas representan eventos de subsidencia rápidos númerosque se las refieren a los comparrepresentan compartimentos timentos delos la cuenca en la  larápidos.Los  Fig. 6  6 ..Los Obsérvese barras verticales eventos de subsidencia tectónica rápida.

1. Descargar imagen a tamaño completo  completo  Fig. 11 . Mudanza tectónica modelada hacia delante (línea continua) y curvas de hundimiento tectónico (puntos) observadas (en m).

 

1. Descargar imagen a tamaño completo  completo  Fig. 12 . (a) Mapa de contorno de los factores de estiramiento de la litosfera ( β  = δ  )  ) calculado mediante modelado directo para el evento de estiramiento Triásico (248.2-235 Ma), suponiendo que hay sedimentos Triásicos en el área de Ciénaga de Morrocoyal (  ( Geyer, 1982  1982 ) y que

 

sedimentos Triásicos acumulado en el flanco occidental de la CE, sin restauración palinspastic. palinspastic. También se muestra la distribución de las principales fallas tempranas del Mesozoico. (b) Mapa de contorno de los factores de estiramiento de la litosfera ( β = δ  )  ) calculado a través del modelado directo para el evento de estiramiento del Jurásico Temprano (208-185 Ma) sin tempranas restauración Se (c) muestra delos las principales fallas delpalpático. Mesozoico. Mapaladedistribución contorno de factores de estiramiento de la litosfera ( β = δ  )  ) calculado a través del modelado directo para el evento de estiramiento del Jurásico (180.1176 Ma) sin restauración palpaespalda. También se muestra la distribución de las principales fallas tempranas del Mesozoico. (A) Terrenos Payandé, San Lucas (Etayo-Serna et al., 1976), parte occidental del terreno Chibcha (  (  Toussaint, 1995a  1995a ); (B) parte oriental del terreno de Chibcha (  ( Toussaint, 1995a  1995a ) y escudo de Guyana. Ciudades: M, Medellín; Mz, Manizales; Yo, Ibagué; N, Neiva; C, Cúcuta; Bu, Bucaramanga;; T, Tunja; B, Bogotá; V, Villavicencio;Y, Yopal; A, Bucaramanga  Arauca. 6 . Subsidencia tectónica y estiramiento de la litosfera durante el Triásico y el Jurásico Para el hundimiento tectónico del registro sedimentario del Triásico, asumimos, siguiendo a  a Geyer (1982)  (1982) , que los sedimentos pobremente fosilíferos (Formación El Sudán) de la Ciénaga de Morrocoyal - al norte de la Serranía de San Lucas con litología y posición estratigráfica relativa similar a la Formación Luisa de la región de Payandé - son triásicos y correlativos en el tiempo y que los sedimentos del Triásico se acumularon en el flanco occidental de la CE. Usando patrones de subsidencia, intentamos diferenciar los eventos de subsidencia rápida. Sin embargo, estos intentos deben considerarse preliminares, porque el registro sedimentario pobremente fosilífero del Triásico Triásico y Jurásico tiene datos bioestratigráficos bioestratigráficos relativamente escasos y de baja calidad que dificultan establecer límites de tiempo claros entre los eventos. 6.1 . Compartimentos de la cuenca

Las diferencias en la forma de las curvas de hundimiento en diferentes áreas confirman que la sedimentación Triásico-Jurásico ocurrió en dos

 

compartimientos separados de la cuenca, cada uno con su propio historial de hundimiento y relleno sedimentario: 1. Terrenos de Payandé-San Lucas (UMV y Ciénaga de Morrocoyal, región A,  A, Fig. 3  3 ). 2. Cordillera Oriental (región B,  B, Fig. 3  3 ). 6.2 . Triunfo-Jurásico subsidencia y eventos de estiramiento de la litosfera 6.2.1 . ¿Temprano? Evento triásico (variable en diferentes columnas, ~ 248 a ~235 Ma, escala de tiempo de  de Gradstein y Ogg, 1996  1996 )

Este evento está mejor representado en la UMV-Ciénaga de Morrocoyal con factores de estiramiento uniformes; β  = δ  alcanza  alcanza valores de 1.23. Las curvas de subsidencia (  ( figura 10  10 ), las variaciones de espesor y la distribución espacial de los valores de estiramiento (figura 12  12 a) y los datos paleomagnéticos (  ( Bayona et al., 2005  2005 ) sugieren que se formaron cuencas rift pequeñas, estrechas (150 km). Los cambios laterales abruptos de espesor y facies de sedimentos en la UMV sugieren un hundimiento diferencial en diferentes bloques con fallas (  (  Bayona et al., 1994; Mojica et al., 1996  1996 ), que es común en las fallas transcurrentes. transcurrente s. Las fallas normales del Jurásico son descritas por  Guillande (1988)  (1988) . El evento transtensional se correlaciona en el tiempo con la actividad del arco magmático en la Cordillera Central, interpretada por  Aspden  Aspden et al. (1987)  (1987) en relación con la subducción oblicua. El evento también pudo haber estado relacionado con la ruptura intracontinent intracontinental al (ruptura de Pangea), como se propuso en otros lugares, particularmente la separación entre América del Sur y América del Norte (por ejemplo,  Pindell y Dewey, 1982; Ross y Scotese, 1988; Cediel et al., ejemplo, 2003  ) . Sin embargo, teniendo en cuenta que el desmoronamiento y la 2003 posterior diseminación del suelo marino, que originó el Golfo de México, se produjo durante el Jurásico superior (  (  Pessagno y Martin, 2003  2003 ), este evento probablemente se relaciona con eventos transtensionales locales a lo largo del margen continental. 6.2.2 . Último Último evento Jurásico Jurásico Triásico-Medio (~208 a ~185 Ma)

Las curvas de subsidencia (  ( Fig. 10  10 ), el espesor estratigráfico, la distribución del mapa de los valores de estiramiento, los datos

 

paleomagnéticos (  ( Bayona et al., 2005 ) 2005 ) y la distribución de fallas (  ( Fig. 12  b) sugieren dos 12 dos cuencas transtensionales transtensionales estrechas estrechas ( 1.4) y lugares de máximo estiramiento de la l a litosfera subcrustal ( Fig. Fig.  7c). Como consecuencia de la reología de la litosfera l itosfera dependiente dependiente de la profundidad asumida por el modelo, los resultados sugieren que un estiramiento más intenso afectó a la litosfera del manto subcrustal ( Figura Figura  7d). Las diferencias entre los factores de estiramiento cortical y subcrustal sugieren que se produjo cierto desacoplamient desacoplamiento o entre la la corteza y la litosfera subcrustal o que el aumento del aclareo térmico afectó la litosfera del manto. La última interpretación implica una anomalía térmica considerable producida por el adelgazamiento de la litosfera del manto, lo que parece respaldado por la presencia de intrusiones máficas magmáticas. Durante el rifting, el adelgazamiento de la litosfera inducido por el estrés causa la descompresión adiabática adiabática de la litosfera inferior y la astenosfera, su fusión parcial y el aumento diapírico de los derretimientos en la zona de la litosfera adelgazada (  ( Wilson, 1993  ). Aunque el modelo 1D no puede predecir los efectos isostáticos 1993 regionales, la discordancia del Cretácico Inferior en los márgenes de grietas (por ejemplo, LLA) y localmente en bloques de horst (p. Ej., Santander-Floresta Santander-Flo resta paleo-Massif) probablemente se produjo por elevación térmica de los hombros rift, como se sugiere por los valores de estiramiento subcrustal. Además, la actividad magmática del Jurásico J urásico en el macizo de Santander contribuye a la elevación térmica relativa y reduce el hundimiento tectónico. De acuerdo con  con Ziegler (1994)  (1994) , las discordancias en los hombros rotos y los de fallas intrabasales se pueden atribuir a un levantamiento de bloques pared inferior en respuesta a la

 

descarga extensional de la litosfera.En general, la ubicación de las zonas estiradas subcutáneas subcutáneas y corticales coincide, como consecuencia del supuesto del modelo 1D de isostasia local. Sin embargo, cuando hay algún desplazamiento, desplazamiento, indica una asimetría en la cuenca, tal como lo admite la geometría general de la cuenca. Sobre la base de los análisis de subsidencia de columnas estratigráficas del Cretácico de la CE,  CE, Fabre (1987)  y Hébrard (1985)  (1987) (1985) , utilizando el modelo de estiramiento instantáneo de  de McKenzie (1978)  (1978) , calculan factores de estiramiento β  = δ uniformes uniformes hasta 2 para toda la litosfera. Sin embargo, agrupan los eventos de estiramiento del Cretáceo en un solo evento de estiramiento "instantáneo" "instantáneo" con una tasa de extensión infinita. Los mayores valores de estiramiento que obtienen es una consecuencia lógica de combinar varios eventos de estiramiento con tasas de extensión finita. De acuerdo con la interpretación del margen pasivo del Cretácico ( Pindell y Erikson, 1993), 1993), la apertura activa del proto-Caribe ocurrió al norte de Colombia y al oeste de la Cordillera Paleo-Central.  Paleo-Central. Moreno y Pardo (2003)  (2003) relacionan esta última fase extensional Jurásico-Cretácico Temprano, que originó la cuenca proto-caribeña según la reconstrucción dePindell de Pindell y Erikson (1993)  (1993) , con la cuenca marginal del Complejo C omplejo Quebradagrande de  de Nivia et al. (1996)  (1996) y Nivia y Gómez (2005)  . Según  (2005) Según Moreno y Pardo (2003)  (2003) , la subducción de la corteza proto-caribeña occidental occidental de Quebradagrande debajo de la placa de Farallon originó un arco magmático. Hacia el este, prevaleció un margen pasivo distante dely arco magmático en el lado oriental de(  la cuenca de Quebradagrande Quebradag rande al este de la Cordillera Paleocentral ( Moreno y Pardo, 2003  , Fig. 7). Si tal interpretación es válida para Berriasian-Hauterivian, 2003 el evento puede ser el resultado de un estiramiento en el área de estudio, que produjo un brazo con fallas y fallas relacionado con una apertura importante de la cuenca oceánica proto-caribeña. Sin embargo, la presencia de algunas rocas plutónicas del Cretácico Inferior en la Cordillera Central al este del Complejo Quebradagrande (es decir, K / Ar del Cretácico inferior de las poblaciones de Samaná y Mariquita,  Mariquita, Vesga y Barrero, 1978  1978 ) es difícil de explicar con una hipótesis de margen pasivo . Una posibilidad es que estas edades no sean confiables. Una reconstrucción tectónica de placas alternativa atribuye la extensión del

 

Cretácico Inferior del paleo-EC a una cuenca del Backarc contemporánea con actividad magmática reducida en la Cordillera Central. La parte proto-caribe del este de la cuenca de la cuenca c uenca del complejo Quebradagrande Quebradag rande puede haber subducido debajo de la Cordillera Central para desarrollar un arco magmático. Aunque estas interpretaciones interpretaciones alternativas son controvertidas, la siguiente evidencia respalda una cuenca de la CE ubicada detrás de una cordillera paleocentra paleocentrall parcialmente emergida y menos hundida (¿arco magmático?): 1. Las intrusiones ígneas del Cretácico Inferior en la Cordillera Central al este y al oeste del Complejo Quebradagrande (p. Ej., San Diego, Cambumbia y Mariquita, Mariquita,Restrepo et al., 1991  1991 ) definen uno o dos (?) Arcos magmáticos (producidos por la subducción del W y E los bordes de la corteza de la cuenca de Queberadagrande?).Sin Queberadagrande?).Sin embargo, tales arcos magmáticos no están bien definidos. 2. La presencia en la parte occidental de la subcuenca de Cundinamarca de areniscas del Cretácico Inferior con abundantes fragmentos líticos volcánicos y feldespatos derivados de un área ár ea fuente detrítica occidental, como lo indican los datos de paleocorrientess (Formación Murca y arenisca Útica,  paleocorriente Útica,  Sarmiento, 1989; Moreno, 1990, 1991  1991 ) 3. Fragmentos líticos volcánicos en la Formación Caballos de mediados del (  Guerrero et al., 2000  2000 ). 4. Cretácico de la UMV (  Progresivas terminaciones de onlap del oeste de carbonatos del Cretáceo en el sótano, observadas en líneas sísmicas en el borde occidental del Valle del Cesar, norte de Colombia (en la época Mesozoica, parte del área basal de la CE,  CE,  Fig. 1  1  Audemard,  ;Audemard, 1991  ). 1991 5. Evidencia estratigráfica y petrográfica que sugiere que durante el berriasiano (?) - valanginiano, los sedimentos clásticos cerca de San Félix en el flanco occidental de la Cordillera Central (entre fallas de Romeral y Palestina) provinieron de la erosión de áreas

 

elevadas con rocas metamórficas y pequeños bloques tectónicos con plutónicos rocas (  ( Rodríguez y Rojas, 1985  1985 ). 6. Las rocas volaniclásticas del Cretáceo en la Cordillera Central ( Rodríguez y Rojas, 1985  1985 ) consisten en mezclas de fragmentos piroclásticos y epiclásticos, probablemente derivados de un arco magmático. 7. Concentración relativamente relativamente alta de minerales de arcilla volcanogénicoss en las lutitas Hauterivian-Barremian (0-30%), volcanogénico  Albiano medio (0-21%) (0-21%) y Turoniense Turoniense (6-9%) del Grupo Grupo Villeta ( Rubiano, 1989  1989 ) y Valanginian-Hau Valanginian-Hauterivian terivian Formación Rosablanca (Moreno, 1989, en  en Rubiano, 1989  1989 ) en la subcuenca de Cundinamarca.Láminas Cundinamarca.L áminas finas de arcillas volcánicas o bentonitas en el intervalo estratigráfico cenomaniano-turonés cenomaniano-turonés (  (  Villamil y Arango, 1998  ) y Salada, miembro de la Formación La Luna (Patterson, 1998 1970, en  en Rubiano, 1989  1989 ), así como tobas volcánicas subacuáticas en La Frontera y Formaciones La Luna en el MV (Restrepo-Pace, comunicación personal). 8. Edades del ciclo de fisión del zircón jurásico jurásico (185 Ma) y Cretáceo (⩾77 Ma) de la Cordillera Central (  ( Toro et al., 1999  1999 ; Gómez et al., 1999), evidencia de elevación.En los Andes ecuatorianos ( Rivadeneira, 1996  1996 ) y la Cordillera Central (  (  Rodríguez y Rojas, 1985 1985   ), se sugirió elevación o deformación durante el Cretácico superior. 7.2.2 . Evento Aptian-early Albian (121-102 Ma)

Este evento de hundimiento rápido se produjo principalmente en la parte sur del flanco occidental de la CE y la UMV, lo que indica asimetría en la cuenca. En otras localidades, el hundimiento térmico se debe al enfriamiento de la litosfera después de los eventos de estiramiento litosférico previos. Durante el Barremian-Aptia Barremian-Aptian, n, la cuenca se extendió hacia el sur en la UMV (  ( Figuras 8a y 10  10 ). Los depósitos turbidíticos de edad Aptiana (Miembro de Socotá,  Socotá, Polanía y Rodríguez, 1978  1978 ) indican inestabilidad asociad asociada a con demaestro subsidencia rápida. El mapa isopachtectónica ( Fig. 8  (  8 a) sugiere queelunevento sistema de falla normal,

 

ubicado aproximadamente en el sistema de fallas actual de Bituima Magdalena, estaba estaba activo. En la UMV, un sistema de falla paleo-Chusma normal probablemente también estuvo activo. Los factores de estiramiento de la corteza hasta 1.4 están asociados con el segmento sur del sistema de fallas Bituima y aquellos hasta 1.2 con el UMV (  (  Fig. 8 b). Debido a la reología r eología dependiente dependiente de la profundidad asumida por el modelo, los resultados sugieren que el estiramiento afectó con mayor fuerza a la litosfera del manto m anto subcrustal. Los valores de estiramiento subcrustal alcanzan 3,24 en el flanco suroccidental de la CE y 1,6 en la UMV (  ( figura figura  8c). Las diferencias entre los valores de estiramiento cortical y subcrustal sugieren algún desacoplamie desacoplamiento nto entre la corteza c orteza y la litosfera subcrustal o que un aumento del aclareo térmico afecta la litosfera del manto.Estos resultados implican una anomalía térmica que probablemente sea responsable responsable de la elevación del hombro del rift, como lo evidencian los datos de la fision track de  de Van der Wiel (1991)  (1991) en la UMV y el macizo de Garzón (  ( Fig. 1  1 ). ).  Van der Wiel (1991)  (1991) interpreta estas edades como relacionadas con un evento orogénico que afectó la esquina noroeste noroeste de América del Sur entre entre 100 y 80 Ma. Sin embargo, esta interpretación contradice la fuerte evidencia estratigráfica de una cuenca subterránea en estas localidades. Las edades del zircón reflejan el levantamiento local de bloques con fallas ubicadas en márgenes de rift, como lo demuestran los datos de la pista de fisión de varias cuencas de rift (  ( Van der Beek, 1995  1995 ). ).  Van der Beek (1995)  (1995) explica el levantamiento del margen de grietas mediante el apoyo mecánico de los flancos dede grietas, que magmática resulta de un de flexión hacia arriba. La evidencia actividad enestado la cuenca se limita a algunas pequeñas intrusiones máficas (  (  Fabre y Delaloye, 1983  1983 ) y a la entrada volcánica menor (Rubiano, 1989; Villamil y Arango, 1998  1998 ). Las interpretaciones tectónicas de las  las planchas planchas  de de  Meschede y Frisch (1998)  suponen el comienzo de la subducción de la placa de Farallón / (1998) Pacífico bajo el arco de Panamá-Costa Rica al oeste de Colombia durante el Albiense temprano-Aptiano. La hipótesis alternativa de  de Pindell y Erikson (1993)  (1993) supone que durante el Aptiense, la litosfera protocaribeña comenzó a subirse bajo el arco de Amáime-Antillas, que se acercaba al margen occidental del norte de América del Sur. 7.2.3 . Evento de hundimiento cenomaniano (98-93 Ma)

 

Este evento ocurrió en el flanco oriental de la CE. El máximo nivel del mar global Cenomaniano-Turoniano tardío se correlaciona con él, lo que sugiere que un aumento en el hundimiento fue impulsado por la carga de agua. Sin embargo, el evento afectó solo el flanco oriental de la Cordillera, donde aparece el espesor máximo del Cretáceo. En otras localidades, el hundimiento térmico resultó del enfriamiento de la litosfera después de los eventos de estiramiento litosférico. Aunque la superficie de inundación máxima para los sedimentos cretáceos de la CE es el límite Cenomaniano-Turoniano (  ( Villamil y Arango, 1998  1998 ), es Campaniense en el LLA oriental (  ( Fajardo et al., 1993; Cooper et al., 1995  ; Fig. 5  1995 5 ). Si la subducción de la litosfera gruesa y boyante del Caribe (  ( Duncan y Hargraves, 1984  1984 ; Nivia, 1987; Hill, 1993; Meschede y Frisch, 1998  1998 ) en América del Sur se inhibió, inició el levantamiento de la Cordillera Central, como lo evidencia la fisión del Cretácico Superior -las edades de la pista de la Cordillera Central (  ( Gómez et al., 1999; Toro et al., 1999  1999 ) y ejerció tensione tensioness horizontales en el margen noroeste de  América del Sur. Sur. Los esfuerzos esfuerzos horizontales horizontales pueden inducir inducir la flexión de de la litosfera flexural local, que es máxima donde la litosfera es más débil ( Cloetingh, 1988; Cloetingh y Kooi, 1992  1992 ). Este proceso probablemente incrementó el aumento relativo del nivel del mar, creando una superficie máxima de inundación marina cenomaniano-turoniana en el depocentro de la CE, caracterizada por una litosfera débil debido a un estiramiento anterior. En contraste, el estrés horizontal produjo un abultamiento submarino de profundidad en aguas poco profundas en el LLA, que compensó parcialmente la señal eustática máxima. 7.2.4 . Evento Maastrichtiano-Paleoceno (variable en diferentes columnas, 6854.8 Ma)

Este evento de hundimiento rápido afectó la parte axial de la CE, su flanco oriental y, localmente, la parte más occidental de la LLA. Este evento se correlaciona en el tiempo con la deformación y la elevación en la Cordillera Central (  ( Jaramillo, 1978, 1981, Cooper et al., 1995  1995 ). Todas las interpretaciones de placas tectónicas coinciden en que durante el último Cretácico y probablemente el Paleoceno, se produjo la acreción de los terrenos oceánicos de la Cordillera Occidental a lo largo de la falla Cauca-Patia, produciendo produciendo deformaciónen y elevación la Cordillera Central. El hundimiento incrementado el eje de ladesubcuenca de

 

Cundinamarca (Sabana de Bogotá) podría resultar del aumento de la tensión horizontal de compresión (  (  Cloetingh, 1988  1988 ; Cloetingh y Kooi, 1992  ) asociado con la colisión de los terrenos oceánicos del oeste de 1992 Colombia y la deformación y elevación del Cordillera.Desarrollo de fallas normales en el área LLA, según lo sugerido por  Kluth et al. (1997)  (1997) , podría ser el resultado de tensiones tensionales locales en el bulbo de flexión desarrollado. En conclusión, los eventos de subsidencia tectónica rápida del Jurásico (y probablemente después del Triásico) se relacionan con el estiramiento de la litosfera transescursal hacia el arco interno, con un componente predominante de deslizamiento dextral. Los sucesos de hundimiento tectónico rápido del Cretácico temprano-medio parecen estar relacionados con la litosfera del atrio que se extiende detrás de un arco magmático poco desarrollado y relacionado con la subducción. Se ha observado un aumento en la distancia desde la cuenca del respaldo hasta el arco magmático desde el Jurásico hasta el Cretáceo en otras cuencas que evolucionaron de una etapa inicial intra-arco a una posterior etapa de backarc (  ( Smith y Landis, 1995  1995 ). La subsidencia del Cretácico tardío fue principalmente subsidencia térmica después de los eventos anteriores de estiramiento de la litosfera, y los eventos de subsidencia discretos localizados probablemente resultan resultan de la flexión de la l a flexión de la litosfera debido a los esfuerzos de compresión horizontal relacionados con la acumulación de los terrenos oceánicos en el occidente de Colombia. 8 . Discusión

8.1 . Relaciones entre el rifting mesozoico y el magmatismo

En el área de estudio, abundantes abundantes rocas volcánicas del Triásico SuperiorJurásico Inferior se asocian con factores de estiramiento moderados ( β  = δ  hasta  hasta 1.12). En contraste, el registro sedimentario del Cretácico está casi desprovisto de rocas volcánicas (solo tobas volcánicas e intrusiones máficas menores) y se asocia con factores de estiramiento más altos ( β hasta 3, δ  hasta  hasta 1.66). Los procesos térmicos fueron más importantes que los estiramientos mecánicos durante la ruptura del Triásico Tardío-Jurásico Temprano que durante la extensión del Cretácico. Durante el Triásico Tardío-Jurásico Temprano, abundantes

 

rocas volcánicas sugieren una anomalía térmica positiva en la litosfera pero un estiramiento moderado de la litosfera. Las discordancias triásico jurásicas podrían podrían haber sido sido producidas por el levantamiento levantamiento térmico ("rifting activo"). La formación de cúpulas térmicas resulta del adelgazamiento adelgazamient o progresivo de la litosfera del manto de mayor densidad y su sustitución por astenosfera de baja densidad (  ( Bott, 1992  1992 ). Por el contrario, durante el Cretácico, las rocas volcánicas menos abundantes, la ausencia de discordancias controladas tectónicamente y la gran cantidad de subsidencia tectónica sugieren una ausencia de domos térmicos. Pequeñas intrusiones máficas coincidentes con lugares de máximo estiramiento cortical y manto subcrustal también sugieren un magmatismo modesto como consecuencia de la extensión de la litosfera ("rifting pasivo").Las abundantes abundantes rocas volcánicas del Triásico SuperiorJurásico Temprano varían en composición de felsic a mafic. Los análisis químicos de las rocas volcánicas de la Formación La Quinta indican una composición calcoalcalina calcoalcalina en el diagrama AFM y composición alcalina en el diagrama de álcali-sílice (  ( Toussaint, 1995b  1995b ). Los análisis químicos de la Formación Saldaña indican una composición calcárea alcalina, probablemente generada generada en un entorno de respaldo (  (  Bayona et al., 1994  ). El predominio de las composicione 1994 composicioness calcoalcalinas parece sugerir una extensión de backarc relacionada con la convergencia en lugar de una alteración intracontinental (  ( Toussaint, 1995b  1995b ). 8.2 . Correlación entre eventos de hundimientos rápidos y arcos magmáticos relacionados con la subducción

Los eventos inferidos de estiramiento mesozoico parecen correlacionarse en el tiempo con la actividad magmática reducida en la Cordillera Central ( Fig. 14  14 , modificado de  de Aspden  Aspden et al., 1987; Guillande, Guillande, 1988  1988 ). Sin embargo, esta correlación preliminar debe probarse con más y mejores datos. Si los cinturones plutónicos calcáreos alcalinos (  ( Alvarez,  Alvarez, 1983 1983 ) de la Cordillera Central y el Macizo de Santander se desarrollaron como arcos magmáticos relacionados con la subducción durante el Mesozoico, como sugieren  sugieren Aspden  Aspden et al. (1987), (1987), las cuencas extensionales extensionales o transtensionales transtension ales detrás de ellas o cerca de ellas se pueden interpretar como cuencas de contrabando o intra-arco. Las cuencas de backarc extensionale extensionales desarrollan el retroceso de velocidad, debido la subduccións se rápida, excedecuando la velocidad de convergencia hacia el a

 

océano de la placa superior (Royden, 1993a, b ). b ). Si la actividad del arco magmático disminuye con la velocidad de convergencia hacia el océano de la placa superior, durante tiempos de actividad de arco magmático reducido, una velocidad de retroceso constante excede esa velocidad, aumentando la extensión y la subsidencia en la región del arco posterior. De acuerdo con Aspden et al. al. (1987)  (1987) , el cinturón magmático del Triásico se controló a lo largo de fallas de deslizamiento deslizamiento,, como también lo hizo  hizo Restrepo-Pace (1995)  (1995) . El arco magmático del Jurásico pudo haber sido controlado por fallas de deslizamiento, como lo sugieren los datos paleomagnéticos (  ( Bayona et al., 2005  2005 ) y su forma alargada en la vista del mapa, paralela a las principales fallas de deslizamiento de los cuerpos plutónicos calcálicos calcálicos alcalinos ( es decir, batolitos Ibagué y Segovia). A lo largo de estas fallas, parte del cinturón magmático podría haberse movido hacia el norte, como lo sugieren los datos paleomagnéticos paleomagnét icos ( Bayona et al., 2005  2005 ). El plutonismo calcáreo alcalino y el vulcanismo a lo largo de la Cordillera Central y la UMV son interpretados por  Aspden  Aspden et al. (1987)  (1987) yBayona et al. (1994)  (1994) como un arco magmático relacionado con la subducción, pero el plutonismo cretáceo se desarrolló esporádicamente esporádicamente solo en la parte norte de la Cordillera Central (  ( Restrepo et al., 1991  1991 ), mientras que es muy extenso en Perú (Cobbing, 1982, en Aspden et al. al. ., 1987  1987 ). ).  Aspden  Aspden et al. (1987)  (1987) sugieren una convergencia oblicua y una desviación en la zona de subducción a lo largo de una falla de transformación NE-SW importante para explicar la notable ausencia de plutonismo cretáceo en el sur de Colombia y Ecuador.

 

  1. Descargar imagen a tamaño completo  completo  Fig. 14 . Correlación de eventos entre el estiramiento de la litosfera en el área de la CE y la actividad magmática en la Cordillera Central. (1) triásico, (2) Triásico Tardío-Jurásico Temprano, (3) Jurásico Medio, (4) Cretácico Temprano Berriasiano-Hauteriviano, Berriasiano-Hauteriviano, y (5) eventos  Aptianos. Esta Esta correlación debe debe considerarse considerarse preliminar porque porque los datos datos originales son heterogéneos; El 94% son K-Ar (biotita, hornblenda, moscovita o roca completa), y el 6% son Rb-Sr (hornblenda / biotita o roca completa). (a) Panel izquierdo: principales zonas estructurales /

 

plutónicas del oeste de Colombia. Panel derecho: distribución por edad de la actividad plutónica mesozoica y cenozoica en el oeste de Colombia (modificada después de  de Aspden  Aspden et al., 1987  1987 ). (b) Histograma acumulado de edades radiométricas de cuerpos plutónicos en Colombia (modificado después de  de Guillande, 1988  1988 ). Los períodos de intensa actividad magmática por underápido en elpara número acumulativose decaracterizan determinaciones edad aumento radiométrica un intervalo de tiempo (pendiente baja). 8.3 . Geometría de cuencas transtensionales 8.3.1 . Triásico y jurásico

Sobre la base de datos paleomagnéticos,  paleomagnéticos, Bayona et al. (2005)  (2005) sugieren que el Payandé terrane (UMV) se localizó al sur del ecuador (cerca de 10 ° S) antes del del Jurásico Medio Medio;;Sempere et al. (2002)  (2002) reconocen el rifting transtensional del Permiano-Medio Permiano-Medio Jurásico Tardío en la CE de Perú y Bolivia Bolivia (8-22 ° S). La estratigrafía estratigrafía mesozoica mesozoica temprana de la cuenca rift peruano-boliviana es muy similar a la de la UMV (Payandé ( Payandé terrane, sensuEtayo-Serna sensuEtayo-Serna et al., 1983  1983 ). En Perú y Bolivia, los depósitos sindrift del Pérmico-Triásico Tardío, rojo a púrpura, de grano grueso, continentaless (Grupo Mitu) se asemejan a los de la Formación Luisa de la continentale UMV; Los depósitos posteriores al Triásico Superior-Jurásico Temprano (Noriense-Lásico), dominados dominados por carbonato c arbonato marino (Grupo Pucara) se asemejan a los de la Formación Payandé de la UMV; y el Jurásico, las lutitas marrones-rojizas y los depósitos aluviales de grano grueso (Formación Sarayaquillo) se asemejan al componente sedimentario de la Formación Saldaña de la UMV. La similitud de la estratigrafía mesozoica temprana en estas áreas fue reconocida inicialmente por  Geyer (1982)  . Los yacimientos Synrift de Perú y Bolivia comúnmente están (1982) intercalados con rocas volcaniclásticas y volcánicas localmente dominantes y / o son intruidas por rocas subvolcánicas a plutónicas ( Sempere et al., 2002  2002 ). Se observa una asociación similar con rocas volcánicas, volcaniclásticas volcaniclásticas y plutónicas en la UMV. Los datos paleomagnéticos (Bayona et al., 2005  2005 ) y la similitud de la estratigrafía mesozoica temprana y la configuración tectónica de la cuenca del terrane Payandé y la grieta Perú-Bolivia probablemente indican que ambas áreas fueron adyacentes adyacentes antes del Jurásico Medio. En Perú y Bolivia, los eventos rifting ocurrieron durante el intervalo Jurásico Tardío-Permio-

 

( Sempere et al., 2002  Medio (  2002 ) y se separaron durante el Triásico TardíoJurásico Temprano, decaimiento térmico, evento postrift durante la deposición del Grupo Pucara (Sempere et al. , 2002  2002 ). Se produjeron eventos similares de rotura puntual y litosfera en el UMV U MV (Payandé terrane). Geográficamente, sin embargo, entre estas cuencas transtensionales transtension ales colombianas y peruanas / bolivianas en Ecuador durante el Jurásico, la acreción de terrenos preservados como rocas metamórficas altamente deformadas ha sido propuesta por  Litherland et al. (1994)  (1994) . Estos terrenos ecuatorianos se vieron afectados por una intensa deformación dúctil y fallas transcurrentes (  ( Litherland et al., 1994  ). Los primeros sistemas de grietas mesozoicas de los terrenos de 1994 Payandé-San Lucas Lucas en Colombia y la CE peruana / boliviana representan segmentos transtensionales transtensionales separados por un "nodo" transpresional en Ecuador, Ecuador, en línea con la geometría de vista de mapa de un sistema de falla de desplazamien desplazamiento to dextral principal. En Colombia, es probable que los magmas calcáreos se hayan inmiscuido a lo largo de fallas activas de deslizamiento y zonas de cizalla, desarrollando un arco magmático que puede haber resultado de una zona de subducción muy oblicua.  A diferencia del del magmatismo calcáreo-alcalino calcáreo-alcalino de los los segmentos segmentos de arco magmático triásico-jurásico colombiano, colombiano, el sistema rift del PermianoJurásico Medio de la CE de Perú y Bolivia se caracteriza por un magmatismo intenso, predominantemente predominantemente alcalino a toleítico, probablemente relacionado relacionado con el magmatismo intraplaca y el raleo r aleo litosférico (Sempere et al., 2002  2002 ). En de Perúdetrás y Bolivia, sistema de rift Jurásico Tardío-Pérmico-Medio Tardío-Pérmico-Me dioel sesur encuentra del el arco magmático del Jurásico (  ( Sempere et al., 2002  2002 , Fig. 3  3 ). En el centro de Perú, los plutones probablemente se emplazaron en las raíces de rift ( Sempere et al., 2002  2002 ). Los terrenos colombianos de Payandé-San Lucas pueden haberse originado como fragmentos de litosfera adelgazada, separados separados del sistema de grietas Perú-Bolivia por alteración intraplaca, que luego se movió al norte a lo largo de fallas de deslizamiento. El sistema de rift del Permiano-Medio Jurásico Tardío de la CE de Perú y Bolivia es interpretado por  Sempere et al. (2002)  (2002) como un sistema de rift transcurrente en el que los segmentos transtensionales transtensionales estaban separados por nodos transpresionales. Este ajuste transcurrente

 

también podría explicar plutones triásicos en Perú y Bolivia con deformación contemporánea contemporánea a su emplazamiento (  (  Sempere et al., 2002)), así como plutones triásicos foliados en Colombia (  2002 (  Aspden  Aspden et al., al., 1987  ). Sin embargo, nuevas investigaciones paleomagnéticas, 1987 paleomagnéticas, geocronológicas, geocronológic as, isotópicas, petrológicas, estructurales y estratigráficas son necesarias para probar esta hipótesis. 8.3.2 . Cretáceo

Durante el Cretáceo, las cuencas transtension transtensionales ales colombianas aumentaron en ancho.Durante el mesozoico, el componente de deslizamiento disminuyó gradualmente a expensas de los aumentos en el componente extensional, como sugieren preliminarmente los datos paleomagnéticos paleomagnét icos ( Bayona et al., 2005  2005 ) y los valores de estiramiento de la litosfera. Al igual que en otras áreas (p. Ej., Grieta del este de África), probablemente durante durante las etapas iniciales de extensión del Cretácico, C retácico, la reactivación de las discontinuidades corticales condujo al hundimiento de fosas aisladas unidas por zonas de cizallamiento. El aumento en el ancho probablemente probablemente fue el resultado de una tensión creciente, con grabens que se propagan unos hacia otros, se unen y evolucionan hacia un sistema de grietas generalmente continuo (  ( Ziegler, 1994  1994 ). Si las cuencas extensionales extensionales mesozoicas colombianas fueron de cizalla pura o simples cuencas extensionales extensionales de cizalla es difícil de demostrar. Probablemente ambos mecanismos funcionaron; estos modelos de cuencas extensionales deben considerarse como casos de miembros finales. Si la orientación de las discontinuidades corticales preexistente preexistentes s eslatal que no podrían ser reactivadas por else sistema de estrés que rige evolución de la cuenca transtensional, desarrollarían nuevas fallas y probablemente prevalecería la deformación por corte puro (Ziegler, 1994  1994 ). Este mecanismo puede ser aplicable al sistema de cuenca extensional extensional Triásico-Jurásico en Colombia. Sin embargo, si la corteza superior se debilita por la presencia de discontinuid discontinuidades ades corticales preexistentes y está orientada a favorecer la reactivación bajo el campo de tensión tensional predominante, predominante, presentarán zonas de concentración de deformación preferencial, lo que puede dar lugar a una deformación por cizallamiento simple (  (  Ziegler, 1994  1994 ). Este mecanismo puede explicar el desarrollo del sistema de grietas paleo-EC durante el Cretácico temprano: El lado oriental de la cuenca extensional

 

desarrollado durante el Berriasian-Hauterivian mediante la reactivación de un sistema de rift Paleozoico más antiguo a lo largo del paleofault de Guaicáramo (  ( Hossack et al., 1999  1999 ), y el lado occidental desarrollado por la reactivación de los sistemas de fallas transtension transtensionales ales anteriores del Triásico-Jurásico. Otra alternativa es que los márgenes este y oeste del graben se desarrollaron a lo largo de viejos sistemas de falla de deslizamiento, que limitaban la acumulación de terrenos tectónicos tectónicos al oeste del sistema de paleofault de Guaicáramo durante el Triásico Tardío y el Jurásico (  ( Bayona et al., 2005  2005 ). Las propiedades reológicas reológicas de la litosfera controlan la profundidad a la que se produce el estrechamiento tensional y si una zona de ruptura r uptura se flexiona hacia arriba o hacia abajo (Ziegler, 1994  1994 ). Un nivel profundo de estrechamiento de la litosfera provoca la flexión hacia arriba de la zona de ruptura, mientras que el estrechamiento a niveles corticales poco profundos provoca una flexión descendente y la ausencia de elevaciones del hombro (Kooi et al., 1992; Ziegler, 1994  1994 ). Niveles profundos similares de estrechamiento en el lado este del sistema de cuenca extensional del Cretácico Inferior pueden haber generado un levantamiento de hombro en el área de LLA durante el Cretácico Inferior. Los fragmentos detríticos gruesos en las formaciones del Cretácico Inferior Brechas de Buenavista (Pimpirev et al., 1992  1992 ) y Calizas del Guavio (Conglomerado de Miralindo,  Ulloa y Rodríguez, 1976  Miralindo, 1976 ) podrían derivarse de este hombro de graben. Por el contrario, en el margen occidental de la cuenca extensional del Cretácico Inferior, la sedimentación fue más continua desde el Jurásico hasta el Cretácico Inferior, lo lo que implica la flexión descendente descendent e de los hombros del abismo y, por tanto, un nivel de desprendimiento desprendimient o menor durante el Cretácico Inferior. En una escala litosférica, la ubicación de los sistemas de rift está controlada por la ubicación de las zonas de debilidad en la litosfera, que a su vez depende de su estado térmico y del espesor de la corteza. En las escamas de la corteza, la composición, el grosor de su capa superior mecánicamente fuerte y la disponibilidad de discontinuidades internas (que pueden reactivarse de forma tensional) también son controles importantes para la ubicación de grietas (  ( Ziegler, 1994  1994 ). El patrón general actual de estas cuencas transtensionales para el Cretácico indica varios NBE-SSW orientados a grabens en un patrón de échelon, en

 

Ej.,Mojica contraste con la Cordillera Central más orientada hacia NS (p. Ej., et al., 1996  1996 ). Algunos autores (  ( Fabre, 1987  1987 ; Sarmiento, 1989; Geotec, 1992; Mojica et al., 1996  1996 ) sugieren que algunas fallas NW-SE probablemente representaron representaron fallas de transferencia. Características como la falla NW-SE de Nazareth (  ( figura figura  7c), que limita la cuenca c uenca del Cretácico temprano hacia el sur (  (  Fabre, 1987  1987 ) o la alineación NW-SE que conecta los dos distritos esmeralda de la CE ( figura 7  7 c) , , Sarmiento, 1989  ) probablemente representan fallas de transferencia del 1989 Cretáceo. Si existió un arco magmático relacionado con la subducción en la ubicación actual de la Cordillera Central durante el Cretácico, como se ha propuesto (  ( Aspden  Aspden et al., 1987; Toussaint y Restrepo, Restrepo, 1989, 1994; Toussaint, 1995b  1995b ), y la orientación de ese el arco magmático y las cuencas extensionales extensionales se han conservado, su orientación oblicua y patrón de échelon sugerirían una extensión de deslizamiento oblicua con un componente de deslizamiento lateral derecho-lateral. Sin embargo, los datos disponibles no pueden descartar la hipótesis de que algunos brazos de grietas formen ángulos agudos a la tendencia dominante NNESSW en un patrón similar a las rupturas de aulacógenos abortados. abortados. Si las fallas inversas o de empuje que ahora definen los bordes este y oeste de la EC originalmente eran fallas normales del Cretácico con un componente de deslizamiento, invertidas durante el Cenozoico, su geometría en la vista del mapa proporcionaría cierta información sobre las fallas extensionales mesozoicas. Los cambios laterales l aterales de grosor mesozoico sugieren que este es el caso, al menos para las fallas maestras, probablemente definieron la geometría de las cuenca extensionalque regional. Adoptando esta hipótesis, postulamo postulamos que las fallas Guaicáramo, La Salina, Bitúima, Magdalena y Boyacá representan fallas extensionaless o transtension extensionale transtensionales ales originales. Los experimentos de modelo analógico de extensión oblicua producen producen un patrón de falla de vista de mapa similar (por ejemplo,  ejemplo, Tron y Brun, 1991  1991 ). Las fallas de transferencia NW-SE y las posibles fallas normales con esta orientación, según la interpretación de  de Ecopetrol (1994)  (1994) en el MV medio, no se invirtieron durante el Cenozoico. Algunas fallas normales fueron transportadass pasivamente con bloques de sótanos cortos durante la transportada inversión Cenozoica (por ejemplo, falla de Esmeraldas, Esmeraldas,  Cooper et al., 1995  ). 1995

 

9 . Conclusiones El análisis de retroceso de alta resolución r esolución y el modelado directo muestran que la cuenca colombiana mesozoica está marcada por cinco pulsos de estiramiento de litosfera. Los períodos de extensión parecen correlacionarse en el tiempo las brechas de lasugieren  actividad del arco magmático relacionado con lacon subducción, como sugieren  Aspden  Aspden et al.(1987)  , especialmente durante el Jurásico, que apoya una hipótesis al.(1987) de la extensión de backarc. Sin embargo, esta correlación preliminar debe probarse con más y mejores datos geocronológicos y bioestratigráficos. bioestratigráfico s. Si la extensión del arco posterior continuó durante el Cretácico Inicial a través de la convergencia de la placa oblicua, es probable que tenga un fuerte componente de deslizamiento. La evidencia de una cuenca de backarc ubicada detrás de una Cordillera Paleocentral parcialmente emergida y parcialmente emergida (arco magmático?) Durante el Jurásico Superior-Cretácico Inferior incluye lo siguiente: (1) cuerpos plutónicos del Cretácico en la Cordillera Central; (2) areniscas del Cretácico Inferior en la parte occidental de la subcuenca de Cundinamarca con abundantes fragmentos líticos volcánicos y feldespatos derivados de un área fuente detrítica occidental, indicados por datos de paleocorrientes (Formación Murca y arenisca Útica); (3) terminaciones progresivas en la dirección oeste de los carbonatos del Cretáceo en el sótano, observados en líneas sísmicas, en el límite occidental del Valle del Cesar en el norte de Colombia; (4) evidencia petrográfica que sugiere que los sedimentos clásticos de Berriasian (?) Valanginian cerca de San Félix en el flanco occidental de la Cordillera central vinieron de la erosión de áreas casi elevadas que contienen fragmentos de rocas metamórficas y pequeños bloques tectónicos con rocas plutónicas; (5) rocas volaniclásticas cretáceas que probablemente también se derivan de un arco magmático; y (6) ( 6) Edades de la trayectoria de fisión del zircón del Cretácico Tardío en la Cordillera Central. Sin embargo, una hipótesis de margen pasivo (  (  Pindell y Erikson, 1993  1993 ) o brazos rift abortados relacionados con la apertura del Caribe no puede descartarse por completo debido a la ausencia de un arco magmático del Cretácico bien definido.

 

Preliminarmente, se sugieren tres eventos de estiramiento durante los tiempos Triásico-Jurásico. Estos eventos deben considerarse preliminares porque el pobre registro sedimentario fósil del Triásico y el Jurásico continental ofrece datos bioestratigráficos relativamente escasos y de baja calidad que dificultan la definición de límites de tiempo claros entre los eventos. La distribución espacial de los valores de estiramiento de la litosfera sugiere sugiere que cuencas de graben asimétricas asimétricas pequeñas, estrechas ( 180 km) ancha, asimétrica, media dividida por ellimitado alto deen Santander Floresta. Un único depocentro en el sur estaba su extremo sur por una falla de transferencia vertical. Pequeñas intrusiones máficas coinciden con áreas de corteza delgada (factores de estiramiento cortical> 1.4) y lugares de máximo estiramiento de la litosfera subcrustal. Durante el Aptian-early Albian, la cuenca se extendió al sur en la UMV. Distintos valores de estiramiento cortical y subcrustal sugieren un desacoplamiento desacoplamiento cortical más bajo entre la litosfera cortical y subcrustal o un mayor adelgazamient adelgazamiento o térmico que afectaba a la litosfera del manto. La subsidencia del Cretácico tardío fue impulsada principalmente por el enfriamiento litosférico, la carga de agua y las

 

tensiones compresionales horizontales generadas por la colisión de los terrenos oceánicos en el occidente de Colombia. Las cuencas transtensionales triásicas eran angostas y aumentaban de ancho durante los períodos triásico y jurásico. Las cuencas transtensionales transtension ales cretáceas eran más anchas que las cuencas TriásicoJurásicas. Durante el Mesozoico, el componente de deslizamiento disminuyó gradualmente a expensas del aumento del componente extensional, de acuerdo con los datos paleomagnéticos paleomagnéticos (  (  Bayona et al., 2005  ) y los valores de estiramiento de la litosfera. Durante el Berriasian2005 Hauterivian, el lado este de la cuenca extensional pudo haberse desarrollado por la reactivación de un sistema de rift ri ft paleozoico más antiguo asociado con el sistema de fallas de Guaicáramo (  (  Hossack et al., 1999  1999 ). El lado occidental probablemente probablemente se desarrolló a través de la reactivación de un sistema de falla normal anterior desarrollado durante la transtensión Triásico-Jurásico. Alternativamente, los márgenes este y oeste del graben pueden haberse desarrollado a lo largo de antiguas fallas de desgarre, los límites de la acumulación de terrenos al oeste de la falla de Guaicáramo durante el Triásico Tardío y el Jurásico (  ( Bayona et al., 2005  2005 ). Durante las primeras etapas de la extensión de la litosfera del Cretácico, el estrechamiento de la litosfera comenzó a un nivel profundo, luego evolucionó a niveles más bajos en las últimas etapas de extensión. El ancho creciente del sistema de graben probablemente fue el resultado de la reactivación progresiva de la tensión de las zonas de debilidad cortical superior preexistentes. Los cambios laterales del espesor del sedimento mesozoico sugieren lasdefallas inversas o de empuje que ahora definen los bordes este y que oeste l a CE la originalmente eran fallas normales con un componente de deslizamiento que se invirtió durante la orogenia andina cenozoica. Por lo l o tanto, Guaicáramo, La Salina, Bitúima, Magdalena y Boyacá fueron originalmente fallas transtensionales. transtension ales. La orientación oblicua de la mayoría relativa al arco magmático mesozoico de la Cordillera Central puede ser el resultado de la extensión del deslizamiento oblicuo durante el Cretácico o fue heredada del grano estructural pre-Mesozoico. Sin embargo, no todas las fallas transtensionales mesozoicas mesozoicas se invirtieron; algunas fallas normales fueron transportadas pasivamente con bloques de sótanos cortos durante la inversión Cenozoica.

 

dom inantes que el estiramiento Los procesos térmicos fueron más dominantes mecánico durante las fases Triásico Tardío-Jurásico Temprano que la fase extensional del Cretáceo. Durante el Triásico Tardío-Jurásico Temprano, abundantes abundantes rocas volcaniclásticas sugieren una anomalía térmica positiva en la litosfera pero un estiramiento moderado de la litosfera. Las discordancias de la edad triásico-jurásica podrían haber sido producidas por la elevación térmica (¿rifting activo?). Por el contrario, durante el Cretácico, rocas volcánicas menos abundante abundantes, s, la ausencia de discordancias controladas tectónicamente y subsidencia s ubsidencia tectónica significativa indica la ausencia de domos térmicos. Pequeñas intrusiones máficas coincidentes con lugares de máxima extensión cortical y manto subcrustal sugieren que se produjo un magmatismo modesto como resultado de la extensión de la litosfera (rifting pasivo). Expresiones de gratitud Esta investigación fue parte de la tesis doctoral de LF Sarmiento, apoyada en Colombia por el Fondo Icetex-Ecopetrol, la Compañía Petrolera Colombiana ECOPETROL y el Instituto Colombiano del Petróleo ICP y en los Países Bajos por la Escuela de Investigación de Geología Sedimentaria Sedimentaria y Tectónica de los Países Bajos. Grupo de la Vrije Universiteit en Amsterdam. LF Sarmiento publica con el permiso de Ecopetrol-ICP.Reconocemos Ecopetrol-ICP.R econocemos a German Bayona, quien compartió sus resultados paleomagnéticos paleomagnéticos que complementab complementaban an una versión previa de este artículo y sugirieron mejoras al manuscrito.Este artículo también se benefició de las críticas de François Roure, Reini Zoetemeijer, Harry Doust y Pedro Restrepo-Pace. R estrepo-Pace. Referencias  Alvarez, 1983  1983   Alvarez, J., 1983. Geología de la Cordillera Central y el Occidente Occidente Colombiano, y petroquímica de los intrusos Granitoides Mesocenozóicos. Doctor en Filosofía. Fil osofía. Tesis Univ. Chile. Boletin Geológico Ingeominas, Bogotá 26 (2), 1-175.  Aspden et al., 1987  1987  JA Aspden , McCourt , M. Brook BrookControl Control geométrico del magmatismo relacionado con la subducción: la historia plutónica mesozoica y cenozoica de Colombia occidental   J. Geol. Soc. London , 144 ( 1987 ) , pp. 893 - 905 CrossRefVer registro en Scopus  Scopus   Audemard, 1991  1991 

 

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