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Introducción
Durante el intervalo Triásico-Jurásico, el sector al este de la actual Cordillera Central registró una de las fases magmáticas más importantes de Colombia, caracterizada por grandes intrusiones y depósitos volcánicos coetáneos con sedimentación marina y continental (e.g.Ayala-Calvo et al., 2005; Bayona et al., 1994; Correa-Martínez et al., 2020; Geyer, 1969, 1973; Mojica et al., 1985; Mojica y Llinás, 1984; Nova et al., 2019; Rodríguez-García y Obando, 2020; Tschanz et al., 1974). Según Leal-Mejía et al. (2018) el pico máximo de esta fase magmática se alcanzó a finales del Jurásico Temprano y el registro magmático abarca cuerpos plutónicos de naturaleza intermedia a ácida y productos efusivos que van desde basaltos- andesitas hasta riolitas.
Las unidades volcano-sedimentarias representativas del este de la actual Cordillera Central son, entre las más conocidas, las formaciones Motema, Saldaña y Norean en el Valle del Magdalena (Clavijo, 1995), las formaciones Guatapurí (Tschanz et al., 1969) y Los Indios (Trumpy, 1943) en la Sierra Nevada de Santa Marta, la Riodacita de Ipapure-Cerro La Teta en la Guajira (Radelli, 1962), la Formación La Quinta en la Sierra de Perijá (Kündig, 1938), y las formaciones Bocas, Jordán y Nogontova en el Macizo de Santander.
El marco tectónico del volcanismo del Jurásico Temprano ha sido interpretado como: (1) el producto de rifts continentales (Leal-Mejía et al., 2018; Mojica et al., 1985; Mojica y Llinás, 1984; Sarmiento-Rojas et al., 2006; Tschanz et al., 1974) o (2) por procesos de subducción (Altenberger y Concha, 2005; Bayona et al., 1994; Bustamante et al., 2010, 2016; Correa- Martínez et al., 2019; Rodríguez-García et al., 2019, 2020; Spikings et al., 2015; Villagómez, 2010; Villagómez et al., 2011; Zapata et al., 2016). El uso de métodos geoquímicos de discriminación tectónica indican que las rocas volcánicas desde la Formación Saldaña, en el valle Superior del Magdalena hasta la Península de la Guajira se formaron en una zona de subducción ubicada en el margen activo de Gondwana (Pinilla-Ocampo, 2013; Salazar-Torres et al., 2013; Nova et al., 2019).
Estos dos estilos de deformación coinciden a grosso modo con lo propuesto por Kennan y Pindell (2009) y Pindell (1994) y con la zona de influencia de la Provincia Magmática del Atlántico Central (Central Atlantic Magmatic Province, CAMP), al final del Triásico y comienzos del Jurásico, que dio origen a una serie de basaltos alcalinos en el área finalmente ocupada por el océano Atlántico y parcialmente el Protocaribe (Marzoli et al., 1999). Esta posible doble influencia, junto con otras potenciales complicaciones, hace necesario hacer estudios de discriminación tectónica del magmatismo Triásico Tardío a Jurásico Medio en una zona donde estos dos procesos confluyan.
En el Macizo de Santander el magmatismo se halla representado por intrusivos intermedios (ej. granitoides de Mogotes, Pescadero y Rionegro), y por tobas y flujos de lavas en las formaciones Noreán, Bocas, Jordán y Nogontova. El volcanismo observado en la Formación Bocas se resalta en la Riolita de Bocas (Ward et al., 1973) y en los flujos de basaltos amigdalares citados por Bogotá y Mendoza (1976).
Este trabajo se enfoca en las características petrográficas y geoquímicas de rocas volcánicas interestratificadas en la Formación Bocas y que corresponden a: (1) coladas de lavas de composición basáltica y andesítica al sur, y (2) facies ácidas al norte que corresponden a niveles de rocas piroclásticas de composición riolítica. Además, se incluye la unidad denominada Formación Nogontova (Moreno-Sánchez et al., 2016), unidad aflorante al sur en cercanías del municipio Covarachía en el río Chicamocha. Con los nuevos datos que se aportan, se pretende aclarar la afinidad y ambiente tectónico de esta área en el sector occidental del Macizo de Santander.
Marco Geológico
El sector occidental del Macizo de Santander está dividido en dos bloques geológicos por la Falla Bucaramanga, uno al este con dominio exclusivo de rocas cristalinas y el otro al occidente con predominio de rocas de origen sedimentario (Figura 1). El dominio cristalino se encuentra constituido por el Batolito de Rionegro, de edad Jurásico Temprano, de composición cuarzomonzonítica, granítica y granodiorítica, según Rodríguez-García et al. (2019) los cuerpos grániticos de Macizo de Santander poseen edades que abarcan el intervalo del Triásico Tardío al Jurásico Temprano (214,5±2,7 – 184,1±2,3 Ma). El Batolito de Rionegro intruye al este el Neis de Bucaramanga y hacia el occidente se encentra en contacto fallado con las formaciones Bocas, Jordán y Girón (Ward et al., 1973).
La edad de las rocas sedimentarias abarca el intervalo Devónico-Cretácico. El Devónico está representado por la Formación Floresta, mientras el Carbonífero y Pérmico está representado por la Formación Diamante (Trumpy, 1943; Ward et al., 1973) y la Formación Tiburón (Ward et al., 1973). La Formación Diamante fue descrita inicialmente como Serie Suratá (Merrit, 1937 en Dickey, 1941) y redefinida como Formación Diamante (Ward et al., 1973). La Formación Diamante es descrita como una secuencia compuesta por areniscas purpuras de grano fino a medio, arcillolitas, areniscas conglomeráticas, shales, calizas, arcillolitas limosas y calizas cristalinas. Esta unidad se encuentra al este en contacto fallado con el Batolito de Rionegro y está suprayacida por los sedimentos de la Formación Bocas. La Formación Tiburón, al igual que la Formación Diamante, hace parte de la Serie Suratá definida por Dickey (1941), pero se posiciona en la parte superior de la misma. Está constituida esencialmente por una intercalación de conglomerados y lodolitas calcáreas; los conglomerados presentan clastos de calizas y dolomitas que proceden de la infrayacente Formación Diamante.
La Formación Bocas, ubicada estratigráficamente en el intervalo Triásico Tardío - Jurásico Temprano (Ward et al., 1973), fue descrita inicialmente por Merrit (1937 en Dickey, 1941) como Serie Bocas. La unidad está conformada por intercalaciones de limolitas grises verdosas con areniscas grises oscuras, shales, delgados niveles de conglomerados y calizas. Se encuentra al este en contacto fallado con el Batolito de Rionegro, al sur esta suprayaciendo la Formación Diamante; al techo, es cubierta de forma transicional por las capas de la Formación Jordán y al oeste se encuentra en contacto fallado con la Formación Girón (Ward et al., 1973). Según Dickey (1941) el espesor de esta formación es de 500 a 1000 m y de acuerdo a Ward et al. (1973) es de 589 m.
Dentro de la Formación Bocas, Ward et al. (1973) describen la presencia de cuerpos tabulares de riolita de color blanco verdoso pálido, gris claro, algunas afaníticas y otras porfiríticas o fragmentadas. Este conjunto de origen volcánico fue denominado por estos autores como “Riolita de la Formación Bocas”. Esta secuencia presenta un espesor promedio de 50 m, lo que representa el 8% de las rocas de la Formación Bocas.
Suprayaciendo la Formación Bocas, se reportan la Formación Jordán y la Formación Girón. Cediel (1968) reconoció por primera vez la Formación Jordán y la describió como una secuencia de areniscas de grano grueso, intercaladas con conglomerados de cuarzo, lutitas verdosas, limonitas y areniscas rojas de grano muy fino de edad Paleozoica; sin embargo, Ward et al. (1973), por relaciones estratigráficas, le asignaron una edad Jurásico Temprano. La Formación Jordán descansa conformemente sobre la Formación Bocas y es cubierta por una discordancia de baja angularidad (< 15º) por la Formación Girón (Ward et al., 1973). Esta unidad según datos recientes de Alarcón-Gómez et al. (2019) obtenidos por U/Pb en circones de una toba y una ignimbrita data de hace 199 Ma. La Formación Girón descrita por Hettner (1892) y definida por Langenheim (1959) está constituida esencialmente por areniscas conglomeráticas, conglomerados arcósicos, lodolitas y limolitas.
Las rocas cretácicas yacen discordantemente sobre la Formación Girón (Botero, 1950; Julivert, 1958) y corresponden a la Formación Los Santos (Cediel, 1968) o Tambor (Hedberg, 1931 en Morales et al., 1958).
Formación Bocas (Sensu stricto Ward et al., 1973)
La Formación Bocas fue descrita inicialmente como la Serie Bocas en un trabajo no publicado por Merrit (1937 en Dickey, 1941), este autor describió una secuencia de capas fosilíferas de edad Paleozoica, aflorante entre la vía Bucaramanga, el corregimiento de Las Bocas y el río Suratá. Dickey (1941), en concordancia con Merrit (op.cit.), llamó Serie Suratá a la parte inferior y Serie Bocas a la parte superior; el criterio de subdivisión de estas unidades fue el contenido fósil, siendo la Serie Suratá más fosilífera que la Serie Bocas.
El nombre “Formación Bocas” fue usado por primera vez por Alvarado y Del Río (1944) para describir una secuencia constituida por arcillas pizarrosas negras con delgadas capas de areniscas arcillosas calcáreas y capas gruesas de caliza.
Cediel (1968) usó el nombre Formación Bocas de Alvarado y Del Río (1944) para describir una sucesión compuesta por shales oscuros carbonosos, delgadas capas de calizas y areniscas de grano fino. Este autor describió, sobre la carretera Bucaramanga-Rionegro a pocos metros después de la desviación al corregimiento de Las Bocas, rocas volcánicas que clasificó como mantos de porfiritas de color gris verdoso oscuro, de tamaño de grano muy fino, con amígdalas de calcita, matriz de plagioclasa ácida y textura intersertal observadas al microscopio, presencia de clorita y en menor cantidad epidota y zoisita; sugirió que en el afloramiento se presentan estructuras pillow; sin embargo, Cediel (1968) relacionó estas rocas con la Formación Jordán.
El primer estudio detallado de esta formación fue desarrollado por Ward et al. (1973), definiendo por primera vez la Formación Diamante y redefiniendo la Formación Bocas, correspondientes a la Serie Suratá y Serie Bocas de Dickey (1941). Ward et al. (1973) dividieron la Formación Bocas en un segmento inferior y uno superior; el primero de carácter más fino compuesto por limolitas, arcillolitas y areniscas calcáreas, todas con color general gris verdoso; y el segundo con presencia de limolitas, arcillolitas, areniscas con conglomerados intercalados. Así mismo describieron por primera vez, en esta formación, rocas de origen volcánico, específicamente cuerpos tabulares de riolitas y brechas en medio de las rocas sedimentarias; las riolitas fueron descritas como de color blanco verdoso pálido, gris claro a gris rosáceo, afaníticas y porfiríticas; las brechas con fragmentos volcánicos de color rojo, gris verdoso y gris rosáceo. La descripción petrográfica aportada por estos autores muestra texturas esferulíticas, otras aplíticas de grano fino, con composición principalmente de plagioclasa, cuarzo y ortoclasa.
Figura 1. Mapa geológico de la sección tipo y ubicación geográfica de las rocas volcánicas de la Formación Bocas en el departamento de Santander (modificado de Ward et al., 1977), código de colores tomado de Pellé (2012). A. Sector La Ceiba– Galápagos B. Sector Las Bocas - Rionegro. (Triángulos rojos: tobas de composición riolítica, triángulos negros: basaltos amigdalares y andesitas). La localización de la muestra de la Formación Nogontova (E: 1142984, N: 1218922) se señala con una estrella de color negro en el mapa de Colombia.
Rabe (1974) usa el nombre Formación Bocas en el sentido de Ward et al. (1973) y la separa en dos complejos litológicos, que considera han sido depositados en un ambiente continental. El complejo basal lo describe como una sucesión de arcillas oscuras intercaladas con limolitas, areniscas, calizas y delgadas capas de carbón que presentan una orientación N-S; el complejo superior lo diferencia del anterior por el cambio de tamaño de grano, el cual se hace más grueso y corresponde a una serie uniforme de limolitas, areniscas masivas con delgados lentes de conglomerados. Así mismo se presentan conglomerados en medio de las areniscas masivas con fragmentos de rocas volcánicas (fonobasáltos, fonoandesítas, riolíticas y tobas riolíticas) que constituyen un conglomerado tufítico; también cita la presencia de tobas finas intercaladas con limolitas y areniscas.
Las rocas volcánicas fueron descritas por Rabe (1974) como parte de una unidad que él denomina Conglomerados Mixtos o “Bunten Konglomerat”, estas rocas corresponden a lavas oscuras verdosas con estructura almohadillada, textura de flujo y grandes amígdalas rellenas de calcita, que en sección delgada fueron clasificadas como fonobasaltos y fonoandesitas. Rabe (1974) de igual manera describe la presencia de tobas con cristales de augita de 0,5 cm y restos de lava con amígdalas colapsadas. Este conjunto lo relacionó con la intensa actividad plutónica del Macizo de Santander, pero finalmente determinó por relaciones estratigráficas que esta actividad es más joven que el plutonismo, ya que encontró estas rocas en las partes más altas de los Conglomerados Mixtos, las cuales correlacionó con la Formación Bocas y las ubicó en el Jurásico Inferior.
La Formación Bocas fue descrita por Bogotá y Mendoza (1976) como una serie clástica de lutitas, areniscas finas y margas, que subdividieron en tres conjuntos: uno superior constituido por lutitas, margas, shale gris pardo, lentes de areniscas y calizas; un conjunto medio conformado por areniscas cuarzosas a cuarzo feldespáticas intercaladas con lutitas grises, algunos diques diabásicos y areniscas tobáceas; y un conjunto inferior compuesto por lutitas, limolitas calcáreas interestratificadas con areniscas calcáreas grises de grano fino y shale bituminoso. Estos autores observaron aflorando, después del puente sobre el río Negro, una diabasa amigdaloide que describieron como un silo y ubicaron cerca al tope de la Formación Bocas; sin embargo, mencionan que puede tratarse de flujos básicos. Por otro lado describen rocas volcánicas como brechas y tobas vitreo-cristalinas de composición riolítica suprayacidas por un flujo de diabasas amigdaloides con estructuras almohadilladas que sitúan en la unidad Conglomerados Mixtos “Buntes Konglomerat” descrita por Rabe (1974).
La edad de la Formación Bocas ha sido controversial. Dickey (1941) enmarco estas rocas en el Paleozoico sin precisar el periodo o la época. Trumpy (1943) propuso una edad Pensilvaniano Temprano o Misisipiano Tardío, basado en la fauna fósil descrita por Williams (op.cit.). Alvarado y Del Río (1944) proponen una edad Carbonífero de acuerdo a los fósiles recolectados por Merrit (op.cit.). Langenheim (1959) determinó una edad Carbonífero con la presencia de restos fósiles de plantas (Mesocalamites y Cordaites) pero precisa que el estado de preservación es pobre y que el género Cordaites puede presentarse también en el Triásico.
Cediel (1968) propone que la edad abarca desde el Devónico Medio al Pérmico Medio apoyado en foraminíferos (Parafusiina sp. y Climacammina sp.), identificados en clastos de caliza en un conglomerado. Ward et al. (1973) reevalúan la edad y la asignan al Triásico, basándose en: fósiles de invertebrados (braquiópodos, equinoideos, pelecípodos, corales tabulados) y foraminíferos encontrados en la Formación Diamante, que indican para ésta última, una edad Pensilvaniano Medio a Pérmico Inferior, así como concostráceos de la Formación Bocas que parecen ser Triásicos.
En la parte inferior de la Formación Bocas, Remy et al. (1975) hallaron Phlebopteris branneri. La presencia de esta muestra y el análisis de las microfloras que realizaron, indicó un predominio del género Classopollis, lo que les permitió sugerir para esta formación una edad Jurásico Temprano. Estudios recientes han datado por medio de U/Pb en circón, un dique riolítico que intruye la Formación Bocas, obteniendo una edad de ~251 Ma (Van der Lelij et al., 2019), esto implicaría que la edad de esta formación sería Pérmico como propuso en algún momento Cediel (1968).
El ambiente de formación de esta unidad ha sido considerado de origen continental por Ward et al. (1973), Rabe (1974) y Remy et al. (1975).
Formación Nogontova
Fue definida por Moreno-Sánchez et al. (2016) como una serie de flujos de lava de composición basáltica con estructura almohadillada, desarrollo de peperitas y que presenta niveles de lodolitas negras tobáceas con potencias máximas de 40 m hacia la base y parte media. El espesor determinado por estos autores es de 230 m y la localidad tipo fue establecida en el sitio conocido como la Burrera, en la margen norte del río Chicamocha, al cual se accede desde la población de San José de Miranda. Esta unidad se encuentra discordantemente sobre las rocas de la Formación Floresta Metamorfoseada (Ward et al., 1973) y cubierta inconformemente por la Formación Rio Negro (Vargas et al., 1984), de acuerdo a estas relaciones estratigráficas Moreno-Sánchez et al. (2016) asignan un rango Triásico a Jurásico Medio para esta formación.
Según relaciones estratigráficas, esta unidad es contemporánea con la Formación Bocas (Moreno- Sánchez et al., 2016), razón por la cual se propone establecer el ambiente tectónico de formación de las mismas.
Metodología
El desarrollo de este trabajo partió de un reconocimiento de campo, en el cual se identificó la unidad de interés, obteniendo de ésta, datos georreferenciados con la ayuda de un Garmin GPSMAP 64s. Se recolectaron muestras de rocas volcánicas representativas de la Formación Bocas y la Formación Nogontova, de estas se obtuvo análisis geoquímicos para ambas formaciones y secciones delgadas solo de la primera. Las secciones delgadas se analizaron y clasificaron de acuerdo con Schmid (1981) y Le Maitre et al. (2002) y su estudio petrográfico se realizó en los laboratorios de petrología de la Universidad de Caldas.
Los análisis geoquímicos y petrográficos fueron realizados a muestras de rocas aflorantes en la vía Bucaramanga-Rionegro, 1 km después de la desviación al corregimiento de Las Bocas y en la vía que conduce de la vereda La Ceiba a la vereda Galápagos, del municipio de Rionegro; 300 m adelante de la desviación a la vereda el Caimán (Figura 1). Las muestras de la Formación Nogontova se obtuvieron de su localidad tipo en el rio Chicamocha (ver Figura 1).
Los análisis químicos se realizaron en los laboratorios de ActLabs Ltd. (Activation Laboratories of Ancaster) en Canadá. Los contenidos de elementos mayores, menores y elementos trazas, fueron realizados por XRF (X-ray fluorescence) e ICP-MS (Inductively Couple Plasma Mass Spectrometry). Los datos geoquímicos fueron trabajados en el software para petrología ígnea llamado GCDKIT 3.00 beta (versión libre), que por medio de diagramas permite interpretar los patrones de variación geoquímica.
Resultados
Litoestratigrafía
La mayor parte de la secuencia de la Formación Bocas, tanto al norte como al sur del área de estudio, está constituida en su parte basal por intercalaciones de lodolitas de color gris, gris verdoso, negro; ocasionalmente arenosas, areniscas finas a muy finas, feldespáticas; niveles de calizas, shale, lentes de conglomerados y delgados niveles dolomíticos, en esta sucesión, más precisamente en los niveles de shale han sido recuperados restos de Otozamites sp. asociados con restos de peces semionotiformes y escamas de Lepidotes sp. que confirman una edad Mesozoica para los niveles estudiados, tal como la deducida por Remy et al. (1975) (Figura 2). Según Ward et al. (1973) esta sucesión alcanza 589 m de espesor.
La parte superior, que aflora en los sectores la Ceiba- Galápagos y Las Bocas-Rionegro en cercanías al peaje (Figura 3), tiene un espesor aproximado de 50 m y está constituida por flujos de lava de composición andesítica, tobas de composición riolítica y basaltos amigdalares que infrayacen concordantemente los sedimentos rojos de la Formación Jordán. En el sector Ceiba-Galápagos se observa una intercalación de tobas de composición riolítica con textura brechoide que van entre 1 y 2 m de espesor, tienen límites generalmente planos y en ocasiones irregulares, se encuentra inclinada en ángulos intermedios hacia el noreste y está interestratificada con lodolitas, areniscas y areniscas tobáceas laminadas que presentan color gris claro a blanco, tamaño de grano medio y selección moderada (Figuras 3A y 3B); hacía los niveles inferiores se presentan sectores de poca extensión de delgadas capas de lapilli acrecionaria con peloides hasta de 5 mm de diámetro.
En el sector Las Bocas-Rionegro afloran niveles de lavas con espesores variables entre 10 y 40 m que corresponden a basaltos amigdalares con textura afiríca a microporfirítica basáltica, de composición andesítica y basáltica; están cubiertos por areniscas y conglomerados rojos de la Formación Jordán y suprayacen una sucesión de litoarenitas grises intercaladas con niveles delgados de areniscas y limolitas tobáceas (Figura 3C).
Figura 3. Afloramientos de las rocas estudiadas.A. Afloramiento de las tobas de composición riolítica en la vía que conduce de la vereda La Ceiba a la vereda Galápagos, a 300 m de la desviación a la vereda el Caimán. E: 1096068 N: 1309686. B. Sector La Ceiba-Galápagos, tobas de composición riolítica soldadas y con textura brechosa, presentan fragmentos líticos con formas subangulares a angulares de tamaños entre 1 y 6 mm. E: 1096068 N: 1309686. C. Afloramiento de basaltos amigdalares sobre la vía Bucaramanga-Rionegro E:1102386 N: 1291941.
Petrografía
Las lavas (Bocas 01-02) (Figura 1) son de color gris a gris verdoso y con presencia de amígdalas rellenas de carbonatos, epidota y sílice que pueden alcanzar tamaños hasta de 3 cm. Bajo el microscopio se identificaron texturas porfiríticas, vitrofídicas y amigdalares; el vidrio que constituye la masa fundamental corresponde a inter-estratificados de clorita/esmectita, los fenocristales de plagioclasa se presentan parcialmente alterados a carbonatos, clorita y epidota, y los clinopiroxenos (tipo augita) se encuentran alterados a agujas de actinolita y clorita (Figura 4A, 4B).
Los niveles de tobas (Bocas 05-06-07-09) (Figura 1) están conformados por tobas con matriz de ceniza fina a lapilli, rodeando fragmentos líticos de vulcanitas y granitoides con formas subangulares a angulares de tamaños entre 1 y 6 mm en un porcentaje (5- 15%); presentan fragmentos de cristales de cuarzo principalmente (3-8%), con colores grises cremas a marrones claro. Es común encontrar estructuras brechosas, eutaxíticas y macizas.
Las rocas piroclásticas corresponden a: tobas vitro-cristalinas-líticas con texturas vitroclásticas (fragmentadas), constituidas por una matriz vítrea (52-70%) de color crema amarillento muy pálido, desvitrificadas en grado variable a material cuarzo- feldespático y oxidación, en ocasiones con fiammes aplastadas, marcadamente reemplazada por sericita y/o esmectita con tamaño microcristalino a criptocristalino; localmente se presenta en la matriz abundancia de microesferulitas (Figura 4C).
Figura 4. Características petrográficas de las rocas volcánicas de la Formación Bocas.A. Basalto amigdalar (Bocas 01). B. Basalto con presencia de epidota (Ep) (Bocas 02). C. Grado de fragmentación alto, plagioclasa (Pl) y fragmentos líticos de pómez (Pz) (Bocas 07). D. Fragmentos líticos de vulcanitas (Lt-v) con textura vitrofídica y microfenocristales de cuarzo (Qz) (Bocas 03). Abreviaturas de los minerales según Whitney y Evans (2010).
Los fragmentos de cristales de cuarzo (5-18%) tienen tamaños desde 2 mm hasta 50 µm con formas angulares-subangulares y levemente fracturados, con textura embahiada. Los cristales de plagioclasa (3- 9%) presentan maclas según la ley de albita-periclina con alteración a carbonatos y sericita. El feldespato se encuentra intensamente reemplazado por pequeños parches de cuarzo y feldespato alcalino, junto con esmectita, posiblemente corresponda a cristales completamente alterados a sericita con inclusiones de minerales opacos, los cuales por su grado de alteración no es posible identificarlos con precisión. También se observan láminas delgadas de moscovita (traza-2%) y fragmentos líticos juveniles (5-20%) con tamaños hasta de 3 mm, angulosos-subangulosos, los cuales corresponden a vulcanitas de composición ácida (riolitas-dacitas) con textura porfirítica y masa fundamental felsítica (Figura 4D). Los fragmentos líticos menos abundantes corresponden a 5-9% de rocas holocristalinas de grano fino constituidas por cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico desarrollando texturas micrográficas, estos fragmentos se clasificaron como granitos.
Geoquímica
Los resultados obtenidos en los análisis geoquímicos de roca total y de los elementos mayores y traza (Tabla 1) permiten interpretar los fenómenos magmáticos que dan origen a las rocas básicas e intermedias (lavas) y las rocas félsicas (piroclásticas) de las formaciones Bocas y Nogontova.
Las muestras analizadas se caracterizan por mostrar diversos grados de alteración, que se reflejan en valores de perdida por ignición de 2,86-8,11% para las rocas básicas e intermedias, y para rocas félsicas de 1,8-3,51% por lo que no es recomendable utilizar los esquemas tradicionales de clasificación para rocas frescas de Rollinson (1993). En este análisis se incluye también una muestra de la Formación Nogontova.
Tabla 1. Resultados de análisis geoquímicos de las rocas volcánicas de la Formación Bocas y las lavas de la Formación Nogontova.
En el diagrama Zr/TiO2 vs Nb/Y (Winchester y Floyd, 1977) que considera elementos inmóviles; las rocas básicas (Bocas-01 y Nogontova-N01), intermedias (Bocas-02) y ácidas (Bocas-05, 06, 07 y 09) se clasifican como andesitas basálticas, andesitas y riolitas respectivamente (Figura 5).
Las rocas de composición básica tienen concentraciones en SiO2 (39,24 - 47,44 wt%), contenido de Al2O3 (15,92 - 13,66 wt%), valores de MgO (3,01 - 5,71 wt%), CaO (24,17 - 10,14 wt%), Na2O/K2O (2,77 - 9,12 wt%) (Tabla 1) y en el diagrama Zr/TiO.-Nb/Y (Winchester y Floyd, 1977) (Figura 5) muestran una afinidad claramente subalcalina. Por otro lado, las rocas de composición intermedia-ácida, flujos de lava de composición andesítica y las tobas de composición riolítica tienen concentraciones en SiO. (52,96 - 78,82 wt%), contenido de Al.O. (15,79 - 9,39 wt%), valores de MgO (4,97 - 0,33 wt%), CaO (5,57 - 0,09 wt%), Na2O/K2O (33,88 - 0,10 wt%) y en el diagrama Zr/ TiO2Nb/Y de Winchester y Floyd (1977) (Figura 5) presentan una afinidad subalcalina.
Así mismo, en el diagrama Th/Yb vs Ta/Yb (Pearce, 1982) las rocas básicas de la Formación Bocas (Bocas-01) y la Formación Nogontova (Nogontova-N01) se asemejan a basaltos generados en dorsales oceánicas de tipo E-MORB y N-MORB respectivamente. Las rocas intermedias (Bocas-02) y ácidas (Bocas-05, 06, 07 y 09) se distribuyen en el campo de rocas de arcos activos (Figura 6).
En el diagrama de discriminación para rocas básicas, la Formación Bocas (Bocas-01) y la Formación Nogontova (Nogontova-N01), se localizan en el ambiente tipo MORB (Figura 7). Los flujos de lava de composición andesítica y las rocas piroclásticas ácidas se localizan en el campo de rocas de ambiente intraplaca (Figura 8).
Los patrones de los REE normalizados a condrito (Nakamura, 1974) muestran en las rocas básicas de la Formación Bocas (Bocas-01) y la Formación Nogontova (Nogontova-N01) comportamientos ligeramente empobrecidos en las tierras raras livianas (LREE) con (La/Yb)N =3,17-1,1 y patrones menos fraccionados y relativamente planos en tierras raras pesadas (HREE), con (Gd/Yb)N =1,4-1,68 (Figura 9), así como abundancias entre 10 y 30 veces con respecto a los valores condríticos. La muestras de lavas andesíticas (Bocas-02) y las rocas piroclásticas de composición riolítica (Bocas-05, 06, 07 y 09), muestran patrones con una pendiente baja, lo que sugiere un bajo fraccionamiento de LREE con respecto a las HREE; con relación al condrito entre 30 a 110 veces, que presenta relaciones de abundancias de elementos de LREE (La/Yb)N de 3,2 - 5,66 y de (La/Ce)N de 1,14 - 1,27, así como relaciones de HREE (Gd/Yb)N de 1,02- 1,38. Resulta bien notoria la anomalía negativa de Eu (relaciones Eu/Eu* 0,06-0,25) en las rocas piroclásticas de composición ácida, indicando un fraccionamiento en la plagioclasa, esta anomalía no se presenta en las rocas de composición básica e intermedia.
Figura 5. Diagrama de clasificación Zr/TiO2-Nb/Y (Winchester y Floyd, 1977) para clasificación de rocas volcánicas alteradas.
Figura 7. Diagrama de discriminación tectónica para rocas básicas DF1 = –0,5558 loge (La/Th) – 1,4260 loge (Sm/Th) + 2,2935 loge (Yb/Th) – 0,6890 loge (Nb/Th) + 4,1422 DF2 = –0,9207 loge (La/Th) + 3,6520 loge (Sm/Th) – 1,9866 loge (Yb/Th) + 1,0574 loge (Nb/Th) – 4,4283 (Agrawal et al., 2008).
Figura 8. Diagramas de discriminación para granitos. A. Rb vs Y+Nb. B. Nb vs Y. C. Rb vs Ta+Nb. D. Ta vs Yb (Pearce et al., 1984).
Los patrones de multielementos para las muestras de composición básica de la Formación Bocas (Bocas-01) y la Formación Nogontova (Nogontova-N01) evidencian enriquecimiento Cs, Th, U y Pb y una evidente anomalía negativa de Ba y Nb en el diagrama araña (spider) normalizado a manto primitivo de Sun y McDonough (1989) (Figura 10). Las HFSE evidencian patrones relativamente planos y cercanos a 10. Estas características son usuales para rocas originadas en un ambiente de tipo MORB y/o rocas originadas en un ambiente tras-arco con tectónica extensional (Stern et al., 1990). Las rocas intermedias y las rocas ácidas muestran un comportamiento similar en este mismo diagrama, presentando anomalías negativas en Ba, La- Ce, Sr, P y Ti, así como positivas para Rb, K y Pb; los picos negativos más representativos son para el Sr, P y Ti (Figura 10), para las andesitas se evidencia menos diferenciación y se destaca en ellas la ausencia de la anomalía de Eu. Estas anomalías son propias de ambientes intraplaca.
En los diagramas geotectónicos de Rb vs Y+Nb, Rb vs Ta+Nb, Nb vs Y, y Ta vs Yb (Pearce et al., 1984), las rocas ácidas se localizan en un ambiente intraplaca (Figura 8) y en el diagrama de Th/Yb vs Ta/Yb (Pearce, 1982) (Figura 6), estas mismas rocas se localizan en el campo de arcos continentales.
Discusión
Distribución Espacial
Las rocas estudiadas al norte de la ciudad de Bucaramanga en el sector occidental del Macizo de Santander de Colombia, al oeste de la Falla Santa Marta-Bucaramanga que fueron cartografiadas como la unidad de lavas y rocas piroclásticas de la Formación Bocas, y otras unidades coetáneas (ej. Formación Montebel) se desarrollaron en un ambiente continental (Langenheim, 1959; Radelli, 1967; Remy et al., 1975; Royero, 2001), algunas veces lagunar y otras veces fluviátil con influencia volcánica. Así mismo, de acuerdo a la presencia de braquiópodos (“conchostracodos”) Ward et al. (1973) consideran que las condiciones de depositación de esta unidad son de agua dulce, estos autores determinaron también un espesor de 589 m para la sección siliciclástica, mientras que con este trabajo se logró determinar un espesor de la secuencia volcánica de aproximadamente 50 m correspondiente al 8% del espesor total de la formación.
Se sugiere que la Formación Bocas podría ser correlacionable con la Formación Montebel basado en sus características litológicas. Estas unidades junto con otras unidades volcánicas como la Formación Morrocoyal, Sudan y Norean (Figura 11), podrían ser la expresión lateral de una cuenca marginal (back arc) asociado a extensión intracontinental.
Magmatismo
La unidad volcánica presentada en este estudio se sitúa al techo de la Formación Bocas y bajo las primeras capas rojas de la Formación Jordán. Esta distribución difiere de lo planteado por Ward et al. (1973) quienes proponen que la Riolita de la Formación Bocas, como denominó las tobas de composición riolítica y las brechas, se encuentran en la parte medía de la formación. Esto muy probablemente se debe a que estratos de lodolitas y areniscas de color rojo que suprayacen las rocas volcánicas fueron confundidos con la Formación Bocas y no se identificó claramente la Formación Jordán.
Los flujos de lava de composición básica han sido integrados como parte de la Formación Bocas por Bogotá y Mendoza (1976) y las rocas piroclásticas félsicas por Ward et al. (1973). En este estudio se sugiere una evolución que presenta el vulcanismo de edad Jurásico Temprano de esta región, el cual inicia con la formación de rocas básicas (flujos de lavas andesíticas) pasa por una etapa de producción de tobas de composición riolítica y finaliza con las andesitas basálticas y basalto tipo MORB (Formación Nogontova). Esta fase básica, según datos de Ayala- Calvo et al. (2005) se reconoce en los depósitos continentales de la Formación Jordán.
Los resultados de la geoquímica de los niveles de tobas de composición riolítica de la Formación Bocas en el sector norte indican una fuente compleja para el magmatismo. Las muestras graficadas en los diagramas multielementales y los de discriminación tectónica (Nb/Yb vs Th/Yb, Rb vs Y+Nb, Rb vs Ta+Nb, Nb vs Y, Ta vs Yb) caen en el campo de afinidad toleítica, con características geoquímicas equivalentes a una actividad magmática en un arco, y con una impronta de formación intraplaca.
El diagrama de tierras raras (REE) muestra para las rocas ácidas una escasa pendiente dada por bajas relaciones La/Yb (2-11) y Sm/Yb (1-2) caracterizando un volcanismo que tuvo lugar en una litosfera delgada en un ambiente extensional. El resultado puede ser posible dado que el área fue sometida a dos fenómenos complejos coetáneos, como el desarrollo de un arco de tipo Pacífico y la extensión causada durante la disgregación del Pangea al final del Triásico y comienzos del Jurásico que condujo a la separación de Norteamérica y la creación del Protocaribe (Pindell, 1985, 1993). Las tobas sugieren vulcanismo en un ámbito extensional pero con influencia de un arco volcánico (ver la reconstrucción paleogeográfica de Blackburn et al., 2013). No se descarta la influencia térmica de la CAMP en Colombia, dada su cercanía geográfica y temporal, puesto que estos basaltos son conocidos en Guyana, Venezuela, Perú y Brasil (Davies et al., 2017).
Los flujos de composición básica que suprayacen las tobas de composición riolítica (lavas amigdalares de la Formación Bocas y las lavas de la Formación Nogontova), muestran una impronta característica de un ambiente de tipo MORB lo que sugiere que la litosfera alcanzó el adelgazamiento suficiente para permitir el ascenso de materiales mantélicos a superficie. Este nivel de adelgazamiento fue alcanzado probablemente por la extensión intracontinental, evidenciada por los resultados geoquímicos obtenidos de las rocas ácidas y lo sugerido también por otros autores como Cochrane et al. (2014), Sarmiento et al. (2015), Spikings et al. (2015) y Spikings et al., (2019).
Edad
La edad de estás rocas volcánicas de las formaciones Bocas y Nogontova se propone abarca el intervalo Triásico Tardío al Jurásica Temprano basado en datos paleontológicos y estratigráficos. Los autores de este trabajo han recuperado restos de Otozamites sp. asociados con restos de peces semionotiformes y escamas de Lepidotes sp. que confirman una edad Mesozoica, tal como la deducida por Remy et al. (1975), para los niveles estudiados.
Estudios recientes han datado por medio de U/Pb en circón, un dique riolítico que intruye la Formación Bocas, este se encuentra ubicado al NW del área de interés de este estudio, con una edad de ~251 Ma (Van der Lelij et al., 2019). Este dato está en contradicción con la flora establecida por Remy et al. (1975) en donde el mejor estado de preservación condujo a identificar restos del género Mesozoico Phlebopteris .Piazopteris. branneri identificado incorrectamente como “Pecopteris” por Langenheim (1959). Calamites y Cordaites citados por Langenheim (1959), se basan en material incompleto y mal preservado de difícil atribución a los mencionados géneros. Remy et al. (1975) cita los siguientes palinomorfos recolectados a la base del Bocas: Classopollis, Cycadopites, Vitreisporites, cf. Podocarpidites, Dictyophylliaites, Gleicheniidites, Verrucosisporites, Concavisporites. El polen de Classopollis, abundante en las muestras, y los restos del helecho matoniaceo Phlebopteris .Piazopteris) branneri sin duda descartan cualquier atribución de esta unidad al Paleozoico. Braquiópodos y otros elementos carboníferos, aparentemente cartografiados como parte de la Formación Bocas, delatan un problema de demarcación con las formaciones Paleozoicas infrayacentes: Diamante y Surata, denominada Serie de Suratá por Navas (1962).
Evolución Tectónica Regional
La región andina colombiana está conformada por una serie de bloques tectónicos con basamento heterogéneo e historia geológica contrastante (Restrepo y Toussaint, 1988). Es el caso del magmatismo Jurásico limitado al bloque tectónico situado al este de la Falla Otú- Pericos. El ámbito geológico del magmatismo Triásico - Jurásico en Colombia ha sido interpretado de varias maneras:
Complejo de subducción ligado a una cuenca marginal o retro-arco (Bayona et al., 1994)
Rift intracontinental (Mojica y Kammer, 1995)
Producto de subducción (Aspden et al., 1987; Bustamante et al., 2017; Quiceno-Colorado et al., 2016; Zapata et al., 2016)
Por último, no se debe descartar, dada la cercanía geográfica a la región estudiada, la influencia de la CAMP que fue activa al final del Triásico y comienzos del Jurásico. Durante esta fase, numerosos diques, intrusiones y fuentes de magma basáltico se extendieron en grandes áreas de Sudamérica, África, y el sur y este de Norteamérica (Nomade et al., 2007). Los basaltos CAMP se asocian a los eventos que conducen a la ruptura del supercontinente de Pangea y la apertura del Protocaribe (piso oceánico del atlántico creado entre Norte y Sudamérica). Los CAMP, por su naturaleza básica, a menudo no son reconocidos en los estudios cronoestratigraficos basados en circones (Bryan y Ferrari, 2013). Las Grandes Provincias Ígneas (Large gneous Provinces, LIP) incluyen eventos tanto ígneos básicos como ácidos (riolíticos) con gran influencia en la estabilidad ecológica del planeta. El evento CAMP tal vez sea uno de las mayores LIP del Fanerozoico en cuanto a la producción de grandes volúmenes de basaltos (Nomade et al., 2007; Bryan y Ferrari, 2013) (Figura 12).
Figura 12. Reconstrucción paleogeográfica para el Jurásico Temprano donde se sugiere la ubicación de las localidades estudiadas. Modificado de Scotese y Schettino (2017) y Scotese (2017).
El sector norte de Colombia ha sido sujeto de desplazamientos al norte en relación a Sudamérica (Bayona et al., 2006; Scott, 1978) y a su vez debió hallarse bajo la influencia triple de subducción, de expansión debido a la separación de Norteamérica (Nova et al., 2019) y a los efectos térmicos de la CAMP.
Conclusiones
Las rocas estudiadas en el presente trabajo, corresponden a la unidad volcánica y volcanoclástica de la Formación Bocas y la Formación Nogontova, presentándose los primeros datos geoquímicos. Las lavas de composición básica se clasifican como andesitas/basálticas y andesitas generadas en un ambiente de extensión intracontinental, las tobas de composición riolítica poseen una afinidad geoquímica de rocas intraplaca.
Las rocas volcánicas de la Formación Bocas se formaron en un ambiente extensional con influencia cercana de un arco volcánico, pero se desconocen los efectos térmicos de la CAMP, sin embargo, su cercanía geográfica sugiere que esta provincia podría tener efectos en el magmatismo del norte de Sudamérica. Los datos estratigráficos y paleontológicos indican que la unidad volcánica de la Formación Bocas es Mesozoica con rango posible entre el Triásico Tardío a Jurásico Temprano. Estas rocas se depositaron en un ambiente continental simultáneo con la formación de cuencas extensionales y actividad de arco volcánico a las zonas de depósito.
El evento magmático que afecto el norte de Sudamérica durante el Triásico Tardío y Jurásico Temprano se presenta en una posición paleogeográfica complicada y merece un estudio detallado, tanto geocronológico como geoquímico. Es pertinente entender la serie de eventos que condujeron al desarrollo de arcos y cuencas durante esta fase de disgregación continental.
