Introducción.

La frontera norte de la placa del Caribe (Fig. 1) corresponde a la zona transformante sinextral de la fosa Caimán y Puerto Rico. A lo largo de esta frontera, la placa americana se desplaza relativamente hacia el Oeste. El valor del desplazamiento se calcula gracias al análisis de anomalías magnéticas de la zona de acreción del Caimán. MacDonald, Holcombe (1978) Stroup y Fox (1891) estiman un promedio de 200 km desde el Mioceno inferior (15 Ma); Holcombe y Sharman (1983) 560 km en el mismo periodo.

La subducción de la placa Cocos bajo la placa Caribe, destaca por la fosa central de América, que representa la frontera Occidental de la placa Caribe entre el sistema sinestral de fallas Polochic y de Montagua al Norte y la zona de fractura de Panamá al Sur (Aubouin et al., 1982) que enlaza la zona de acreción de Galápagos a la fosa de América central. No hay continuidad entre la fosa activa de América central y la fosa de Colombia que se vuelve inactiva en su parte Norte, como evidencia su relleno. La ausencia de volcanismo en tierra y sismicidad no son características.

Hacia el Este la frontera Norte de la placa Caribe se conecta a la zona de subducción de los Barbados (Biju-Duval et al, 1981), donde la placa Caribe superpone la placa Americana. Hacia el Sur, esta subducción se tapona a su vez el sistema toma el complejo dextral el Pilar descrito por Perez y Aggarwal (1981).

La localización de la frontera meridional de la placa Caribe no es clara. Molnar y Sykes (1969), Schubert y Sifones (1970), Jordan (1975), Shubert (1981, 1982), Pennington (1981), Kafka y Weidner (1981), Stephan (1982) y Aggarwal (1983 a) ven en la falla de Boconó la extensión meridional del límite de placa. La falla de Boconó llega en dirección de la cordillera Oriental de Colombia sin conocer la geometría y la relación que puede haber entre ambas estructuras principales (Bucher, 1952; Rod, 1956; Alberding, 1957; Stephan, 1982). El análisis estructural de la región de Pamplona situado en la frontera Colombo-Venezolana, permite entender el enlace entre estos dos megaestructuras.

Estratigrafía presente en la región de Pamplona.

En la región de Pamplona (Colombia) (fig.1), hay cuatro unidades tectónicas principales (fig.2):

1. La unidad de Cúcuta-Pamplona.2. El Macizo de Santander3. La unidad alóctona de Labateca4. La unidad de Chinacota (terminación meridional de los andes de Mérida, Venezuela)

Estas unidades presentan series Precámbricas a Plio-cuaternarias, caracterizadas por dos cortes principales:

La discordancia del Paleozoico superior (Devónico) sobre el Precámbrico y su cobertura metasedimentaria de edad Paleozoica inferior.

La discordancia diacrónica del Cretacico inferior sobre las condiciones más antiguas.

A. La unidad de Cúcuta-Pamplona presenta de la base al techo (fig. 3, Col. B)1. Una base de gneis y de mica Precámbrica.2. Metasedimentos atribuidos al Paleozoico inferior donde se observan tres fases de

deformación sinesquistos.3. Al SE de Cucutilla, un Paleozoico superior, que comienza por una secuencia de arenisca

cubierta por pelitas y caliza negra datadas del Pennsylvaniano superior al Pérmico inferior (Carillo, 1982).

4. El plutón de Durania es atribuido al Triasico-Jurasico a pesar de una datación radiométrica de 460 Ma recogida en las pegmatitas relacionadas con este plutón (Ward et al., 1973)

5. La formación Girón constituido de areniscas y de pelitas rojas expuestos en Precámbrico y Paleozoico inferior. En el Macizo de Santander, la formación Girón era inicialmente atribuido al Pennsylvaniano superior- Pérmico (Langenheim., 1959).Más tarde Ward (1973) le atribuyo una edad Jurásica. Recientemente el descubrimiento de polen (Pons, 1982) en las muestras provenientes de la parte media de la formación Girón (tipo de sección rio Lebrija) permitió atribuirlo al Neocomiano inferior. En la unidad de Cúcuta-Pamplona, se observa el paso concordante y transicional de areniscas rojas de la formación Girón a areniscas blancas del Albiano. Esto confirma la edad reciente de una

parte de la formación Girón, y es por eso que la consideramos como de edad Jurásica superior a Neocomiano. La repartición cartográfica de los afloramientos de la formación Girón, y sus fuertes variaciones de espesor (0 a 500m)en una dirección E-W sugieren que los depósitos son afectados en pequeñas cuencas alargadas N-S

6. Una serie Cretácica y Cenozoica (fig.3, Col. B; Fig.5, Col. I), para los cuales disponemos de estudios de Notestein et al. (1944), Var der Hammen (1960), Trump y Salvador (1964) y Preston (1975).el Cretacico comienza por la formación Tibu Mercedes (Aptiano, base del Albiano) es una formación transgresiva y discordante regionalmente que comienza por areniscas y conglomerados con guijarros de cuarzo. La formación aguardiente, Capacho, la Luna y Colon-Mito Juan representan el Albiano y Cretacico superior; la formación Barco, los Cuervos, Mirador y Carbonera el Paleoceno y el Eoceno. La formación Carbonera pasa de manera transitoria a la formación León (Oligoceno) constituida principalmente de arcillas y de pelitas oscuras. La formación León es superpuesta por la formación Guayabo donde se distinguen tres miembros. El miembro inferior es atribuido al Mioceno inferior el miembro superior al Mioceno medio a superior. En Venezuela, Berry (1921) describió la flora del Mioceno superior. Estas formaciones son concordantes y pasan gradualmente de la una a la otra. En resumen, se observan en la unidad de Cúcuta-Pamplona una serie de discontinuidades principales a partir del Aptiano hasta el Mioceno medio a superior.

B. El macizo de Santander (fig.3, Col.A). Presentamos aquí una columna estratigráfica situada al Oeste de Arboledas. Sobre una base metamórfica (Precámbrica- Paleozoica inferior), atravesado por un plutón granítico, reposa una serie volcánica riolitica a basáltica (Téllez y Mejía., 1972). La formación Bocas la suprayace, pero sin embargo es atravesada por algunos partes de la serie volcánica. La formación Bocas ha sido datada al Oeste del Macizo de Santander como Jurásica Inferior (Remy et al., 1975) parece ser concordante a la formación Girón que en si es cortado por dikes. La secuencia Cretácica, erosionada, no están presentes en el Aptiano, cuyas facies es similar a la de la cuenca Cúcuta.

C. La unidad aloctona de Labateca presenta una exposición excepcional en el potente corte (1400 m) del Rio Chitaga (fig.3. Col. C). Bajo la discordancia del Devónico medio, se distingue un zócalo metamórfico correlacionado con el Precámbrico del Macizo de Santander y de Metasedimentos rojos. Estos son afectados por una deformación polifásica marcada por el desarrollo de dos esquistosidades de fractura. Es de cuarcitas y pelitas

rojas localmente afectadas por un metamorfismo de contacto probablemente provocado por la intrusión de una cuarzo monzonita que afloro a menos de un kilómetro al Oeste. El devónico es esencialmente areniscas peliticas, que reposan discordantes sobre el basamento. Un abastecimiento de fauna del Devónico medio: Devonochonetes gr. coronatus; Orthonota cf. Undulata Conrad (determinación de Babin y Racheboeuf). Areniscas variadas superan una serie de carbonatos que sedimentan en concordancia aparente sobre el Devónico medio. Los niveles de carbonatos ubicados cerca de la base, contienen Braquiópodos que permiten atribuirles una edad Carbonífera superior ((Trumpy 1943) determinación de Racheboeuf). La formación Girón reposa indiferentemente sobre la Paleozoica superior y la Cuarzo monzonita. Ascendentemente la formación Girón pasa en concordancia a areniscas blancas de espesor variable (5 a 200 m) atribuidas al Cretacico. Las areniscas son superadas por pelitas del Aptiano datadas por Etayo Serna: Lineari andium GERHARDT; Astarte sp. Aff., A. subcostata D’ORBIGNY; Proviniella (?) sp. Aff. P. aequillis GERHARDT; Cuneocorbulata sp. Aff. C. noculoides; (?) Astarte sp. Aff. A. triangularis COQUAND. Debe señalarse la escasez de los niveles carbonaticos en el Aptiano unidad que también forma la más elevada del Cretacico siendo representativas por las pelitas negras del Cenomaniano (formación Capacho) (fig. 4, col. 2)

D. L a unidad de Chinacota solo tiene condiciones de edad Mesozoico y Cenozoico (fig. 3, Col. D; fig. 4, col. 3). En la base de la serie, encontramos los sedimentos rojos de areniscas peliticas de la formación Girón. Que modernizan la base granito-gnéisica ausente en el afloramiento. La formación Girón pasa localmente en concordancia a areniscas blancas de una formación ausente en las otras unidades. Son de la formación Rio Negro, en la que se distinguen tres miembros. El miembro inferior y superior están principalmente constituidos de un material arenoso y microconglomeratico rico en feldespato. El miembro medio arcilloso, localmente carbonatico que entrega una fauna de Lamellibranches atribuidos al Barremiano (determinado por Freneix). Esta formación primeramente correlacionada a la formación Bocas (Ward et al., 1970) alcanza un espesor máximo de 2000 m en la latitud de Pamplona. Se adelgaza al Norte, y no presenta más que 200 a 300 m de espesor alrededor de Chinacota. La formación Tibu-Mercedes de edad Aptiano sigue a la formación Rio Negro y presenta también variaciones importantes de facies y de espesor. L a siguiente de la serie Cretácica a Paleogena es similar a las de la cuenca de Cúcuta. La formación Rio Negro se depositó en un surco fuertemente hundido durante el Neocomiano y el Barremiense, conocido en Venezuela bajo el nombre de cuenca de Uribante (fig.4, col.4). Zambrano et al. (1970) han definido un eje de subsidencia máximo de dirección general NE-SW. La cuenca se prolonga en Colombia en la unidad de Chinacota. Gracias al afloramiento continuo de la formación Rio Negro, hasta su desaparición bajo la unidad de Labateca, pueden seguir sus variaciones laterales de espesor y definir con una buena aproximación la posición del eje de la cuenca. Está en la prolongación del eje de la cuenca de Uribante. La formación Rio Negro aflora al Sur de la unidad de Chinacota en la sierra del Cocuy la formación Rio Negro (fig. 4, col.5) alcanza un espesor de 3000m (Fabre, 1981), sin conocer la base. La edad de la formación está comprendida entre el Valanganiano inferior y el Aptiano inferior.

Según las reconstrucciones paleogeografícas de Zambrano et al (1970) y Fabre (1981) la distancia entre la zona axial de la cuenca y su borde surge sobre 20 km. Creemos que estos valores son ampliamente sobreestimados como se propone, sin considerar cortes tectónicos posteriores.

Las deformaciones recientes (Mioceno-Presente)

En la región estudiada, se encontraron superposiciones locales por Ward et al (1970). Másrecientemente, se informó (Boinet et al., 1982) que se dividen en dos fases distintas que separan una fase extensional. Estas deformaciones implican la molase continental del miembro superior de la formación Guayabo. Nuestro análisis de la deformación del periodo Mioceno medio-superior al actual; se basa en una cartografía detallada de la región (fig.2) que ilustra cortes en serie (fig.5)

1. Primera fase tectónica compresiva (fase I). Al Este de Pamplona (fig.2) la unidad de Labateca superpone la unidad de Chinacota formando un medio-Klippe cuya base de contacto aflora solo al Norte (corte E y F, fig. 5). A cada lado de este contacto se encuentra datos del Aptiano (formación Tibu- Mercedes): 1. Hasta 2000 m de arenisca de edad Neocomiano a Barremiense en la unidad inferior de Chinacota; 2. Solamente 10 a 20 m de arenisca y conglomerados en la unidad superior de Labateca. La superposición se pone en contacto directo a la zona axial de la cuenca de Uribante con su propia frontera. Esto implica una aproximación de menos de 20 km. la implementación esta al Oeste; atestiguado en: 1. La vergencia hacia el Este del flanco occidental del sinclinal de Toledo (corte E. fig. 5) y 2. La vergencia al SE del anticlinal que afecta el Paleozoico superior del borde Oriental de la unidad superior (corte F, fig. 5).

Al NW de Salazar un accidente plano de igual estilo trae los terrenos metamórficos del Macizo de Santander sobre el Cretacico superior de la cuenca de Cúcuta. La flecha que se superpone con convergencia Este, no podría ser evaluada (corte A, fig.5).

Finalmente creemos que los pliegues generalizados de la región están conectados a esta primera fase de deformación. Que se caracteriza por pliegues de eje N-S a NE-SW sin vergencia evidente; anticlinales apretados y sinclinales de fondo plano evocan un estilo Jurásico.

2. La fase extensional principal. Las fallas normales de dirección N-S reanudan la construcción de capas en su lugar durante la fase I. Una de ellas es la falla Labateca (fig.2). este primer fallo ha sido interpretado como una gran falla inversa (Téllez., 1978). De hecho tiene una fuerte caída al Oeste y pone en contacto el Paleozoico del compartimiento Occidental con el Cenozoico del flanco inverso del sinclinal de Toledo. De hecho, este accidente es una falla normal (Boinet et al., 1982) que mascara la superposición de la fase I, ella separa dos unidades tectónicas diferentes (Labateca y Chinacota), previamente juntados. Ella se corta de manera oblicua al eje del sinclinal de Toledo. Por otra parte la

tectónica polifásica (superposiciones y fallas normales), refleja la combinación de dos unidades, que no permite la interpretación de fallas inversas propuestas inicialmente.Al NW de Salazar (fig.2) se observa un dispositivo geométrico comparable. Una falla normal de dirección N-S cambia y la enmascara en la mayor parte de su trayectoria se superpone la fase I de Macizo de Santander sobre la cuenca de Cúcuta (cortes A, B, C; fig. 5).

3. La segunda fase tectónica compresiva (fase II). Los accidentes relacionados con esta fase corresponden a las estructuras más recientes de la región. Estos accidentes se superponen entre ellos, y forman un sistema coherente (Le Poicon de Pamplona), que comprende (fig.6): las escamas base de Pamplona, los deslizamientos (cavidades?) de Palo Colorado, de Chucarima, de Surata y la superposición principal de Chinacota. Las fallas inversas en una dirección general N-S; los desplazamientos destrales en una dirección de N 45◦ y las sinestrales N 135◦.La escamacion de la región de Pamplona hay un número máximo de seis a la latitud de Bochalema (corte C, fig.5). Ellas están limitadas por dos fallas inversas con alto buzamiento (45◦ a 70◦) al Este que cortan indiferentemente el zócalo y su cobertura Cretácica. La ausencia de decollement como es la regla en la escamacion Maranon y Janjou (Janjou 1981; Janjou et al., 1981; Bourgois y Janjou, 1981). Al Este el contacto muestra una caída cada vez más seguro y desaparece por debajo de la parte del contacto superpuesto principal (cortes D, F, fig.5). La deformación interna en la escamacion se localiza principalmente en los bordes de contacto y hay una pared esquistosa fracturada en las pelitas del Cretacico superior.El deslizamiento de Chucarima (fig.6) tiene una ruta rectilínea que corresponde al límite Norte de la cordillera Oriental de Colombia. La marcadores de deformación geológicos a lo largo de estas fallas indican un juego sinestral. Trunca todas las estructuras de la cuenca de Táchira al Norte, y de la cordillera Oriental de Colombia al Sur. El deslizamiento de Chucarima y los accidentes asociados, explican de manera satisfactoria los cambios de dirección de las estructuras del extremo septentrional de la cordillera Oriental de Colombia en su conexión con el macizo de Santander. Mientras que las estructuras plicatives de la cordillera Orental y del Macizo de Santander están relacionadas a la fase I, su virgation secundaria en la zona de articulación está vinculada al avance al Oeste del Poicon de Pamplona a lo largo de la falla de Chucarima. Por otra parte el deslizamiento de Chucarima pasa cartográficamente a escamacion frontal a vergencia Oriental de la cordillera Oriental de Colombia como una superposición con vergencia Occidental de Chinacota. Hacia el Norte, la superposición de Chinacota se ramifica al Norte, el deslizamiento destral de Palo colorado (fig.7), que representa la prolongación de la falla de Boconó en Colombia. El deslizamiento de Palo colorado pone en contacto la formación Guayabo con el Cretácico de la unidad Chinacota.El valor de desplazamiento al Oeste de la unidad Chinacota puede ser estimada gracias a la ilustración de puntos de referencia paleogeografícas Cretácicos. En la figura 6, colocamos según los datos de Zambrano et al (1970), Fabre (1981) y nuestra propia observación en la unidad Chinacota, del eje de la cuenca Neocomiano Barremiense. Este eje esta desplazado

30 km sobre la falla de Chucarima. Se interrumpe contra la superposición de Chinacota que pone en contacto un dominio donde la formación Rio Negro alcanza 2000 m con un dominio donde está ausente. Según los datos que tenemos sobre la geometría de la cuenca esto implica una aproximación de al menos 20 km a lo largo de la superposición de Chinacota.En total, observamos desde Venezuela, una continuidad cartográfica de la falla de Boconó a escamacion frontal de la cordillera Oriental de Colombia, a través de la falla de Palo-Colorado, la superposición de Chinacota y el deslizamiento sinextral de Chucarima.

Conclusiones.

Desde el Mioceno medio a superior, la región de Pamplona, une los Andes de Mérida, el Macizo de Santander y la Cordillera Oriental de Colombia, grava dos episodios compresivos separados por un periodo de extensión. Estas deformaciones ocurren después de un periodo de calma tectónica que duro desde el Cretacico inferior (fig.7). Los contactos anómalos no causan anomalías térmicas significativas y cortas el zócalo y la cobertura en esta región. Caracterizada por una tectónica compresiva cuyo estilo es comparable a la de las escamas de Maranon, que aparecen de la subducción continental en el Perú (Bourgois y Janjou, 1981).

Las estructuras aparecen durante la fase II todavía están activas como evidencia la sismicidad, marcada por temblores devastadores en el periodo reciente (Ramírez, 1975). Le Poicon de Pamplona, definido por los principales accidentes relacionados a la fase II, se mueve al Oeste y escama progresivamente las zonas más Occidentales del límite Oriental del Macizo de Santander (fig.6). Se observa en este sector desplazamientos paralelos y en la misma dirección de los desplazamientos principales. Estas marcan y superponen las mismas fallas inversas que delimitan la escamacion, permitiendo la propagación al Occidente de la deformación, y la continuación del funcionamiento del sistema. La progresión al Oeste del Poicon de Pamplona se considera el límite Occidental del macizo, ya que el deslizamiento destral de Surata desplaza la falla de Bucaramanga, unos pocos kilómetros al Norte de la ciudad del mismo nombre. La geometría del sistema, el análisis de la sismicidad (Dewey, 1972) así como el diagrama de fracturación, durante la operación, indican una tensión compresiva principal de dirección E-W.

Las grandes fallas normales, de dirección submeridiano que caracterizan la fase extensiva eliminada en parte las superposiciones de zócalos relacionados a la primera fase tectónica compresiva y tiende a minimizar la importancia. Esta superposiciones al borde Oriental, pueden ser del orden de 20 Km como la superposición que implementa la unidad Labateca. Estos son acompañados por el plegamiento generalizada del área estudiada.