1. Introducción

El distrito minero Vetas-California (DMVC), en el municipio de California, a ~55 km al noreste de Bucaramanga (Santander, Colombia), es conocido desde épocas prehispánicas por su producción auroargentífera (Stubens, 2015¹; Arias y López, 2019). Se encuentra ubicado en el Macizo de Santander (aproximadamente en 7°23 ' N y 72°54' O), y  constituye la porción septentrional de la cordillera Oriental de Colombia (Fig. 1).

FIG. 1. Localización del distrito minero Vetas-California (estrella roja) dentro del contexto tectónico del noroeste de América del Sur. Modificado de Paris et al. (2000), Taboada et al. (2000), Audemard y Audemard (2002), Trenkamp et al. (2002), Cortés y Angelier (2005), Acosta et al. (2007), Brandes et al. (2007), Gómez et al. (2007), Suter et al. (2008), López y Zuluaga (2012), Alfaro et al. (2013), Barat et al. (2014), Alvarado et al. (2016), Redwood (2019), Vaca et al. (2019), Vinasco (2019), Costa et al. (2020) y Gómez y Montes (2020).

El DMVC registra una amplia historia de exploración y explotación que se extiende desde principios del siglo XIX con la compañía inglesa “Colombian Mining Association”, seguida en el siglo XX por las compañías “Francia Gold and Silver Company Ltd.”, “Anaconda Company USA” y la “Nippon Mining Company” (Stubens, 2015). Wokittel (1957)² realizó los primeros estudios formales e integrales acerca de los recursos minerales existentes en los yacimientos minerales del municipio de Vetas. Posteriormente, Ward et al. (1973) adelantaron un mapeo completo de la geología y las estructuras que afectan el sector central y noreste del departamento de Santander, donde se localizan estas manifestaciones, trabajo que fue complementado por Mendoza y Jaramillo (1979) mediante cartografía y muestreo geoquímico. Estudios posteriores contribuyeron con información sobre las características metalogénicas y sus relaciones petrológicas (Mendoza y Jaramillo, 1979; Mathur et al., 2003; Bernasconi, 2006³; Ventana Gold Corp., 2008⁴; Mantilla-Figueroa et al., 2011, 2012; Bissig et al., 2014; López-Isaza, 2014⁵; Rodríguez-Madrid et al., 2017). Recientemente, Scarpelli (2021) realizó una síntesis de la mineralización reportada en la literatura y aportó información basada en los sondeos efectuados por las compañías exploradoras durante más de 25 años, con miras a la determinación de su potencial económico. En términos de exploración, la compañía Ventana Gold S.A. desarrolló sus actividades mayormente en La Bodega y Greystar y Eco-Oro, en el Proyecto Angosturas.

La mineralización del DMVC, Proyecto Angostura, California y La Bodega, está controlada por estructuras complejas compuestas de enjambres de vetas, vetillas, suturas y brechas hidrotermales silicificadas, a manera de trenes mineralizados que aprovechan la porosidad secundaria relacionada con el brechamiento por fracturamiento intenso. El principal mineral de mena portador de contenidos con interés económico corresponde a pirita, en la cual se concentra cerca del 80-90% del total del oro del depósito. Es posible encontrar contenidos subordinados de sulfuros de cobre como enargita, digenita y covelina, cobre-bismuto y varios telururos (Au, Au-Ag), así como tetraedrita-tennantita y hessita (Stubens, 2015; Rodríguez-Madrid et al., 2017). Oro nativo libre y electrum se presentan confinados en fracturas, generalmente asociados con tetraedrita y bornita (Scarpelli, 2021). Localmente, se distinguen sectores con abundantes sulfuros con tungsteno y cobre-tungsteno (Rodríguez-Madrid et al., 2017).

Las rocas encajantes corresponden a gneises, migmatitas y anfibolitas con relaciones estructurales complejas entre ellas, las que conforman el núcleo cristalino del Macizo de Santander. Los halos de alteración de las vetas mineralizadas están compuestos de alunita, jarosita, caolinita y cuarzo (Mathur et al., 2003). Polanía (1982) identificó el desarrollo de alteración fílica y propilítica en la roca de caja. De acuerdo con las características mineralógicas y de alteración, el depósito del área de California ha sido clasificado como de alta sulfuración (Hedenquist et al., 2000).

La abundante literatura disponible provee importantes aportes tanto sobre la mineralogía y petrología como de las edades de las mineralizaciones y sus encajantes. Sin embargo, no hay un conocimiento acabado del modelo estructural de emplazamiento y su evolución reciente en relación con el marco tectónico, es decir, de la relación espacial y temporal de los cuerpos mineralizados con el campo de esfuerzos regional. Este vacío en el conocimiento referente a la interpretación estructural y tectónica ha sido la causa de discusiones científicas aún abiertas. Por esta razón, el presente estudio tiene como finalidad la formulación de una hipótesis sobre el control estructural 4D de las mineralizaciones del área de California (Brecha La Mascota en la Falla La Baja-Angostura), apoyada en un análisis espacial de los esfuerzos responsables y su relación con respecto a la cinemática del fallamiento transcurrente sinistral Santa Marta-Bucaramanga (Rossello y Gallardo, 2022, y referencias allí citadas).

2. Marco geológico

El Macizo de Santander se encuentra localizado al norte de la ciudad de Bogotá D.C., donde la cordillera Oriental se bifurca y separa de los Andes de Mérida, que se extienden hacia el nororiente como parte de los Andes Venezolanos (Fig. 2). El Macizo de Santander está conformado por litologías magmáticas y metamórficas pre-Mesozoicas, distribuidas en franjas sucesivas E-O donde predominan el gneis cuarzo-feldespático (metapsamitas), gneis micáceo (metapelítico) y gneis hornbléndico, con pequeños cuerpos de ortogneis relacionados con áreas extensas de migmatita vinculadas a capas delgadas de gneis hornbléndico. Estas rocas a su vez son intruidas por stocks graníticos y tonalíticos, y por algunos diques de rocas hipoabisales porfiríticas y pegmatíticas. Dentro de este conjunto litológico, las rocas metamórficas son de alto grado y presentan evidencias de fusión parcial e intensa deformación, por lo que poseen relaciones estructurales complejas. Por otro lado, las rocas ígneas corresponden a plutones y cuerpos hipoabisales porfiríticos a manera de stocks y diques. Adicionalmente, hacia el occidente aflora una sucesión sedimentaria de ambiente marino a transicional de edad cretácica, muy deformada y dispuesta discordantemente sobre las anteriores. El DMVC se localiza en el Macizo de Santander, dentro de la faja central del gneis de Bucaramanga (sensu Ward et al., 1973), en el núcleo de la cordillera Oriental de Colombia (Mora et al., 2020). Como límites tectónicos destaca la presencia de las fallas de Los Llanos, El Carmen y de Bucaramanga al occidente (asociadas con el Sistema de Fallas de Santa Marta-Bucaramanga), de Las Mercedes, Labateca y Soápaga al oriente, de Arenas Blancas al norte, y de Duga al sur (Fig. 2).

FIG. 2. Contexto geológico-estructural regional del Macizo de Santander con la distribución de las unidades de rocas metamórficas e ígneas y la ubicación del distrito minero en donde se localizan las mineralizaciones de California. Las unidades sedimentarias no son discriminadas y se representan con los polígonos en blanco (modificado de Zuluaga y López, 2019). AG: Alta Guajira, CC: cordillera Central, COc: cordillera Occidental, CO: cordillera Oriental, FG: Falla Gaicaramo, FO: Falla Oca, FP: Falla de Palestina, MS: Macizo de Santander, SFCA: Sistema de Fallas Cauca Almaguer, SFSMB: Sistema de Fallas Santa Marta-Bucaramanga, SNSM: sierra Nevada de Santa Marta, SP: serranía de Perijá, VMM: Valle Medio del Magdalena. Neo-Proter: Neo-Proterozoico.

2.1. Unidades cronoestratigráficas

2.1.1. Metamorfitas

En la zona del DMVC, las rocas metamórficas se encuentran relacionadas con el gneis de Bucaramanga, que corresponde a la unidad metamórfica más antigua del área. Esta unidad se encuentra constituida por gneises, migmatitas y anfibolitas en relaciones estructurales complejas (Ward et al., 1973; Evans, 1976; Mendoza, 1976⁶; Mendoza y Jaramillo, 1979; Felder et al., 2005⁷; Díaz y Guerrero, 2006; Parra y Alfonso, 2008) (Fig. 3).

FIG. 3. Mapa geológico del área del DMVC con ubicación de las edades isotópicas de las unidades magmáticas. FVB: Falla Veta de Barro.

El gneis de Bucaramanga incluye dos zonas migmatíticas: una asociada con rocas gnéisicas graníticas subconcordantes, y otra donde ambos cuerpos están intruidos por diques de granito no foliado. En el sector de California, en particular, se han descrito gneises diferenciados composicional y texturalmente como gneises cuarzo-feldespáticos y biotítico-hornbléndicos, con bandas máficas y félsicas paralelas a subparalelas de espesores menores a 0,5 cm, de grano medio a grueso y textura migmatítica, aunque localmente presentan textura augen (Mendoza y Jaramillo, 1979). Los cuerpos de migmatitas (Fig. 4)   incluyen paragneises metapelíticos, semipelíticos y metapsamíticos, esquistos, y cantidades subordinadas de gneises calcáreos, mármoles, gneises hornbléndicos y anfibolitas (Ward et al., 1973).

FIG. 4. Migmatitas aflorantes en el área de estudio. A. Leucosoma granítico plegado; nótese la estructura estromática en la parte superior de la imagen (flecha blanca); B. Migmatita estromática; C. Detalle de migmatita estromática; D. Pliegue ptigmático (flecha blanca) en leucosoma.

En el área del DMVC, el gneis de Bucaramanga comprende rocas de composición diorítica a gabroica con metamorfismo sobrepuesto, dispuestas de forma alargada (Díaz y Guerrero, 2006), con contactos discordantes que cortan localmente la foliación, y que se presentan afectadas por una foliación subparalela de carácter regional (Mantilla-Figueroa et al., 2012). Asimismo, el gneis alberga cuerpos a manera de diques y stocks de superficies menores a 3 km² de leucogranitos de color blanco grisáceo pálido y tamaño de grano fino a medio con moscovita y biotita, y otros cuerpos menores de tonalitas leucocráticas de color blanco grisáceo pálido a rosado, los que exhiben contactos netos y cortan la foliación del gneis.

Aunque la edad de la unidad es objeto de controversia, en el área del DMVC se han obtenido edades radiométricas en circones entre 479+10/-11 y 460 ± 8,9 Ma mediante el método U-Pb (Leal, 2011; Mantilla-Figueroa et al., 2012; García-Ramírez et al., 2017) (Tabla 1). Estas son interpretadas como de metamorfismo o de cristalización del protolito (Leal, 2011; Mantilla-Figueroa et al., 2012) y sugieren ausencia de rocas precámbricas (sensu Royero y Clavijo, 2001) para el área de California.

Las edades interpretadas de metamorfismo o emplazamiento de las rocas del basamento en el área de Bucaramanga, obtenidas mediante K-Ar en hornblenda o biotita, varían desde 950 Ma para los gneises de hornblenda, 680 Ma para los gneises de biotita, y entre 450 y 413 Ma para los ortogneises graníticos y dioríticos que intruyen paragneises y ortogneises más antiguos (Goldsmith et al., 1971). Restrepo et al. (1997), por su parte, reportaron edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar de ~900-800 Ma para rocas gnésicas del Macizo de Santander.

2.1.2. Magmatismo mesozoico-cenozoico

En el área del DMVC se encuentran stocks de composiciones diorítica, cuarzodiorítica, tonalítica y granodiorítica (Fig. 3). Son rocas de color gris, con textura fanerítica equigranular a inequigranular y tamaño de grano medio (Evans, 1976; Mendoza y Jaramillo, 1979; Dörr et al., 1995; Mantilla-Figueroa et al., 2013; Bissig et al., 2014; Zuluaga y López, 2019; López-Isaza y Zuluaga, 2020). Los plutones alcanzan los 9 km² de superficie expuesta (Mantilla-Figueroa et al., 2013), e intruyen a los leucogranitos de moscovita y biotita, lo que genera contactos netos, con presencia de xenolitos y balsas (rafts) hacia las zonas de borde, los cuales son a su vez intruidos por cuarzo-monzonitas, granodioritas y cuarzo-monzogranitos (Fig. 3).

Los cuerpos plutónicos de composiciones cuarzo-monzoníticas, granodioríticas y cuarzo-monzograníticas presentan texturas faneríticas equigranular a inequigranular, tamaños de grano fino a medio localmente, tonos leucocráticos, y son, por lo general, pobres en minerales máficos (Evans, 1976; Díaz y Guerrero, 2006; Mantilla-Figueroa et al., 2013; Bissig et al., 2014; Zuluaga y López, 2019; López-Isaza y Zuluaga, 2020). Dichos plutones intruyen mediante stocks y diques al gneis de Bucaramanga y a las dioritas, tonalitas y granodioritas del DMVC. Estas unidades ígneas pueden ser diferenciadas, además, por sus edades radiométricas (Mantilla-Figueroa et al., 2013; Bissig et al., 2014). Se han obtenido edades U-Pb en circones entre 204,3+2,7/-3,3 y 199,1+2,5/-2,6 Ma para leucogranitos de moscovita y biotita, entre 199,2+2,8/-2,7 y 198,4+2,5/-2,6 Ma para dioritas y granodioritas, y entre 198,7+2,6/-2,9 y 196,7+2,9/-2,8 Ma para cuarzo-monzonitas (Mantilla-Figueroa et al., 2013).

Se han reportado también cuerpos hipoabisales que intruyen rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias en el flanco occidental del Macizo de Santander, fuera de la zona de estudio, entre los páramos de Santurbán al sur (Mendoza, 1976; Mendoza y Jaramillo, 1979) y Cáchira al norte (Mejía y Tellez, 1974⁸). Se trata de pórfidos andesíticos y dacíticos con fenocristales de minerales máficos, plagioclasas y cuarzos bipiramidales, envueltos en una matriz holocristalina fanerítica a afanítica (Mendoza y Jaramillo, 1979; Mantilla-Figueroa et al., 2009, 2011). En el área del DMVC, los cuerpos hipoabisales porfiríticos intruyen rocas sedimentarias de edad cretácica, así como rocas ígneas del Triásico tardío-Jurásico temprano y en rocas metamórficas gnéisicas de edad paleozoica (Mantilla-Figueroa et al., 2009, 2011). Edades U-Pb en circón en estos cuerpos hipoabisales evidencian la ocurrencia de un evento magmático a los 8,4 ±0 ,2 Ma para el sector de Hato Viejo (Mantilla-Figueroa et al., 2009; Leal et al., 2011), 9,0 ± 0,3/-0,2 Ma para el de la quebrada Móngora (Mantilla-Figueroa et al., 2009) y 10,9±0,2 Ma para la zona de la quebrada La Plata (Mantilla-Figueroa et al., 2011; Leal et al., 2011). Finalmente, en el área de Arboledas, al norte de California, afloran pórfidos riodacíticos con edades U-Pb en circón de 13,9±0,2 Ma (Cruz et al., 2014). Lo expuesto sugiere que las edades más jóvenes reportadas a la fecha se encuentran en el área de California.

2.1.3. Secuencias sedimentarias

En discordancia angular sobre las rocas del basamento anteriormente descritas, se disponen sucesiones sedimentarias asociadas a un ambiente extensional correlacionables con sus equivalentes cronoestratigráficos del Valle Medio del Magdalena y el Catatumbo (Barrero et al., 2007). El registro se inicia con la Formación Los Santos (Laverde-Montaño, 2023), compuesta en su base por capas delgadas de limolitas micáceas de color pardo rojizo, las que alternan con bancos de areniscas de grano medio, seguidas de areniscas feldespato-micáceas de grano medio a grueso, con capas y lentes conglomeráticos. Hacia su techo predominan pelitas con intercalaciones de ortocuarcitas. A esta formación se le asigna una edad valanginiana-hauteriviana debido a que subyace concordantemente a la Formación Rosablanca (Mendoza y Jaramillo, 1979), la que está constituida por niveles calcáreos y pelíticos grises cuyo contenido detrítico aumenta hacia su techo con calizas y areniscas calcáreas. A partir de su contenido fosilífero, Mendoza y Jaramillo (1979) le atribuyen a la Formación Rosablanca una edad hauteriviana-barremiana.

2.1.4. Depósitos recientes

En la zona de estudio se reconocen depósitos fluviales y glaciares dispuestos como parches relícticos sobre relieves deprimidos desarrollados sobre las anteriores unidades, lo que evidencia un fuerte intemperismo y actividad erosiva. Morrenas de circo glaciar se encuentran en las cabeceras de los valles por encima de los 3.200 m de altitud, constituidas por bloques subangulares a subredondeados de diferentes litologías, en su mayoría rocas cristalinas, embebidos en matrices de limo y arena (Ward et al., 1973; Mendoza y Jaramillo, 1979). Depósitos fluvioglaciales asociados a morrenas, con cantos removilizados por las corrientes durante eventos más actuales, se disponen en relictos de terrazas discontinuas y estrechas adosadas a las fuertes pendientes de los valles. Una delgada y discontinua cubierta edáfica variablemente vegetada cubre la mayoría de la topografía, lo cual dificulta la observación directa de las características litológicas y estructurales del sector estudiado.

2.2. Marco tectónico

La región central de Colombia es el resultado de las diferentes fases tectónicas Andinas compresivas (Cobbold et al., 2007), generadas por la subducción de la Placa de Nazca debajo de la Placa Sudamericana (Heidbach et al., 2018; Rossello y Gallardo, 2022). El Macizo de Santander constituye el segmento más septentrional de la cordillera Oriental de Colombia (Kammer y Mojica, 1996; Kammer, 1999). Este macizo está cortado por fallas que convergen hacia su interior y forman una estructura bivergente o en abanico, tanto a escala del macizo (Kammer, 1993; Restrepo-Pace, 1995; Kammer y Mojica, 1996) (Fig. 1) como a escala local (Fig. 2), a manera de bloques ascendidoscompresivos (Kammer, 1993). Esta geometría corresponde a las estructuras de abanicos de inversión tectónica tipo back thrust and shortcut thrust (McClay y Buchanan, 1992; Restrepo-Pace, 1995), desarrolladas en regímenes compresivos con despegues (o desprendimientos) mesocorticales o basales (Oldow et al., 1990) durante procesos de orogénesis (Oldow et al., 1990; Willett et al., 1993; Butler et al., 2011).

Los rasgos estructurales más representativos en el área del Macizo de Santander son el Sistema de Fallas Santa Marta-Bucaramanga al occidente (Gómez y Montes, 2020; Rossello y Gallardo, 2022) y el Sistema de Fallas de Pamplona-Las Mercedes al este (Restrepo-Pace, 1995; Restrepo-Pace et al., 1997), los cuales presentan cinemática lateral izquierda e inversa (Fig. 1). Además de estas fallas, se destaca la presencia de estructuras N-S de cinemática inversa, NO-SE de cinemática lateral izquierda y NE-SO de cinemática lateral derecha (Boinet et al., 1985; Velandia, 2017; Velandia et al., 2020), algunas de ellas reactivadas como fallas normales invertidas (Kammer, 1993) en un marco estructural que involucra basamento (Kammer, 1993; Kammer y Mojica, 1996) (Fig. 2).

Adicionalmente, en el límite entre Colombia y Venezuela, en el sector comprendido entre las fallas de Morro Negro al occidente y de Samaria al este, se encuentra una franja caracterizada por una intensa deformación en la que se observa el cambio en la vergencia de las fallas inversas de rumbo N-S. En este sector, la Falla Boconó, de rumbo NE-SO, dobla bruscamente hacia el sur para conectarse con la Falla Chitagá de rumbo N-S (Fig. 5). En la unión entre ambas, la Falla Chitagá es de componente inversa con vergencia al oeste, mientras que hacia el sur se transforma en una falla de rumbo con cinemática lateral izquierda (Singer y Beltrán, 1996; Audemard et al., 2005), haciéndose paralela y coincidiendo con la cinemática de la Falla de Chucarima (Boinet et al., 1989) (Fig. 5). Este marco estructural forma un sistema coherente al interior del macizo denominado inicialmente como “Indentador de Pamplona” (Boinet et al., 1985; Audemard et al., 2005) y posteriormente, usando un término más descriptivo y sin implicaciones tectónicas, como “Cuña de Pamplona” (Velandia, 2017; Velandia et al., 2017, 2020). En el presente trabajo, esta estructura se denomina Contrafuerte de Pamplona (Fig. 5).

FIG. 5. Esquema tectónico (basado en Velandia, 2017; Velandia et al., 2017, 2020). Nótese la ubicación del DMVC exactamente en el frente del Contrafuerte de Pamplona desde donde se propaga la deformación en dirección O-E hacia el interior del Macizo de Santander. F. LB-Ang: Falla La Baja-Angostura. Inset: CC: cordillera Central, CO: cordillera Oriental, FG: Falla Gaicaramo, FO: Falla Oca, FP: Falla de Palestina, SFCA: Sistema de Fallas Cauca Almaguer, FB: Falla de Bucaramanga, SNSM: sierra Nevada de Santa Marta, y VMM: Valle Medio del Magdalena. Flechas naranjas indican la posición aproximada del esfuerzo principal máximo horizontal andino según Cobbold et al. (2007), Heidbach et al. (2018) y Rossello y Gallardo (2022).

A escala local, el DMVC se encuentra delimitado por los siguientes fallamientos (Figs. 3 y 5): a) al oriente, por la Falla Móngora (Romeral-Cucutilla) y la Falla del Río Cucutilla, ambas con cinemática dextral y componente inversa; b) al norte, por la Falla La Baja-Angostura, de rumbo NE y cinemática dextral; y c) al sur, por la Falla de Charta (o Río Charta), de movimiento sinistral. La cinemática de estos últimos fallamientos es, no obstante, especulativa (Ward et al.,  1973; Gómez y Montes, 2020).

La Falla La Baja-Angostura, debido a su disposición a lo largo de las principales manifestaciones minerales, aparentemente controla tanto la mineralización como las alteraciones. Rodríguez-Madrid et al. (2017) identificaron cinco estados de deformación frágil, cuatro de los cuales se encuentran mineralizados y que, relacionados con los diferentes procesos intrusivos y mineralizantes, habrían generado las condiciones adecuadas para las dilatancias térmicas (Rossello y López-Isaza, 2023) y el control de la mineralización.

2.3. Mineralización y alteración del DMVC

El DMVC tradicionalmente abarca mineralizaciones aflorantes entre los municipios de California y Vetas en el departamento de Santander. En los alrededores del municipio de California, la mineralización de oro se distribuye a lo largo de seis kilómetros en un corredor subparalelo a la Falla La Baja-Angostura (Fig. 3), el que incluye los sectores de San Celestino, La Baja, La Mascota, El Cuatro, La Bodega y Angostura.

La mineralización del DMVC (Bissig et al., 2015; Rodríguez-Madrid et al., 2017) se presenta en vetas controladas estructuralmente (Wolff et al., 2005), encajadas en un basamento metamórfico de edad paleozoica e intruido por rocas ígneas plutónicas del Triásico tardío-Jurásico temprano (Döor et al., 1995; Leal, 2011; Leal et al., 2011; Mantilla-Figueroa et al., 2012; Bissig et al., 2014) y en cuerpos hipoabisales de edad miocena (Leal, 2011; Leal et al., 2011; Mantilla-Figueroa et al., 2009, 2011, 2012; Bissig et al., 2014). La mineralización es rica en sulfuros y ha sido interpretada como parte de un gran sistema epitermal de sulfuración alta a intermedia (Bissig et al., 2015; Rodríguez-Madrid et al., 2017). La mineralización de oro se encuentra en todas las litologías del corredor, pero con características distintas de hábito, textura, grado y tamaño. Estas mineralizaciones ocupan un área alejada del arco volcánico andino norte (alrededor de 500 km de distancia). En la zona de estudio, las rocas volcánicas e intrusivas más jóvenes serían de edad cretácica a paleógena (edad de 57±10 Ma obtenida mediante Re-Os en concentrados gravitacionales de sulfuros tomados de la mina La Plata, sector California; Mathur et al., 2003) y miocena superior (edad de ~10,9 a 8,4 Ma obtenida mediante U-Pb en pórfidos y diques dacíticos y riodacíticos volumétricamente menores; Mantilla-Figueroa et al., 2009, 2011), respectivamente. Estos últimos autores consideran que la actividad intrusiva pudo dar origen a la mineralización.

Rodríguez-Madrid et al. (2017) identificaron procesos de alteración y sulfurización vinculados con diferentes episodios hidrotermales que comprenden dos fases tempranas de estilo pórfido, la primera caracterizada por una alteración propilítica con molibdenita en la Brecha La Mascota (edad Re-Os de ~10,1 Ma), y la segunda relacionada con un sistema magmático-hidrotermal más joven caracterizado por alteración fílica y asociado a vetas de cuarzo-pirita con sericita hidrotermal (edad ⁴⁰Ar/³⁹Ar de ~3,4 Ma). A esta mineralización temprana le suceden cuatro fases tardías de estilo epitermal relacionadas con el desarrollo de brechas hidrotermales multifásicas y alteración cuarzo-alunita, definidas por bornita, covelina y calcopirita y las fases siguientes por wolframita, enargita y esfalerita, donde la mineralización asociada de oro y plata presenta edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar en alunita entre ~2,6 y ~1,6 Ma (Rodríguez-Madrid, 2014). Análisis en inclusiones fluidas indican temperaturas de homogeneización entre ~143 y 328 °C, y salinidades entre 0,5 y 9,3% en peso de NaCl equivalente, lo cual sugiere que la ebullición fue un mecanismo importante de precipitación del mineral (Rodríguez-Madrid, 2014; Rodríguez-Madrid et al., 2017).

2.3.1. Sector La Bodega

La mineralización de La Bodega (Fig. 3) es la continuación al sur de aquella del proyecto Angostura (López-Isaza 2014; Scarpelli, 2021) sobre la carretera que transcurre cerca de la quebrada La Baja en un ambiente muy abrupto y vegetado (Fig. 6A). En comparación con Angostura, La Bodega presenta diferencias en el estilo de mineralización y en la roca encajante, pues la mayor parte de las zonas mineralizadas se encuentra en los intrusivos del Triásico tardío-Jurásico temprano. También destaca la presencia de una brecha cementada en el sector La Mascota (Fig. 6B, ver ubicación en Fig. 3) mineralizada con calcedonia bandeada coloforme y grandes cantidades de pirita, enargita y covelina, además de minerales de tungsteno como huebnerita y wolframita. Asociada a estas zonas mineralizadas se presenta alteración argílica avanzada (cuarzo-caolín-alunita) y gran presencia de boxworks de sulfuros en la zona de “caracha” o acumulación de óxidos de hierro supérgenos, que ha sido tradicionalmente explotada por los mineros en este sector (Bernasconi, 2006). Alrededor del área de alteración argílica avanzada se aprecia alteración argílica con illita y una alteración propilítica de carácter más regional, que se observa a lo largo de la carretera paralela a la quebrada La Baja. Las estructuras mineralizadas tienen tendencias E-O similares a las del proyecto Angostura, pero en el sector de La Bodega se hacen más significativas las estructuras NE-SO paralelas a las fallas Angostura y La Baja, aunque aún no han sido caracterizadas en detalle.

FIG. 6. Fotos. A. Vista del sector La Bodega. B. Brecha polimíctica con cemento mineralizado de La Mascota. C.Vista de granodioritas mineralizadas con alteración en un socavón del sector Angostura. D. Detalle de una mineralización con textura vuggy silica del sector Angostura. E. Veta subvertical emplazada en granodioritas fracturadas de un socavón de Angustura. F. Detalle de una veta cuarzosa con bandas de sulfuros (pirita).

2.3.2. Sector Angostura

Este sector está ubicado en una zona escarpada y montañosa, con elevaciones que van desde 2.800 hasta 3.400 m sobre el nivel del mar. La mineralización del sector más elevado está contenida principalmente en estructuras con orientación E-O y NE-SO, subparalelas a las fallas Veta de Barro y Móngora, adyacentes a la Falla La Perezosa (Fig. 3). Existe un nivel con alteración supérgena en la parte superior del yacimiento donde los sulfuros se han oxidado, lo que facilita la actividad metalúrgica, por lo que han sido históricamente explotadas por los mineros mediante socavones (Fig. 6C). A la fecha del presente estudio se han identificado más de 195 estructuras mineralizadas con espesores entre 5 y 50 m y continuidad en rumbo desde <50 m hasta >1 km (Greystar Resources Ltd., 2009⁹). Estas estructuras presentan en su mayoría alteración hidrotermal argílica avanzada, localmente con formación de vuggy silica (Fig. 6D), debido a la disolución de feldespatos en el gneis que hospeda las estructuras mineralizadas. Esta mineralización es acompañada por una zona más extensa de alteración de alunita y cuarzo, la cual comúnmente presenta sulfuros. En torno a la zona de alteración de alunita se desarrolló una zona de alteración argílica, representada principalmente por illita, con la presencia local de esmectita y sericita. Gran parte de la roca encajante posee alteración propilítica leve a moderada, localmente fuerte, caracterizada por clorita, epidota, albita y algunos carbonatos. La oxidación superficial se ha detectado a profundidades de >170 m en planos estructurales específicos hacia las partes centrales del depósito, probablemente favorecida por la permeabilidad de la roca (Greystar Resources Ltd., 2009).

Interpretaciones basadas en el magmatismo mioceno, temperaturas de homogeneización obtenidas a partir de inclusiones fluidas, y edades en minerales de alteración y de mena, sugieren una estrecha relación entre el emplazamiento de intrusivos y la mineralización. Sillitoe (1973) afirmó que esta última se debió al proceso de subducción que hubo en la cordillera Central y que dio origen al ensamble mineralógico encontrado actualmente, mientras que Pindell y Barret (1991) indicaron que la mineralización ocurrió durante un hiato magmático regional. Nuevas edades U-Pb obtenidas en circones en rocas hipoabisales porfiríticas sugieren actividad en el intervalo ~10-8 Ma (Mantilla-Figueroa et al., 2009, 2011; Leal, 2011; Raley, 2012). Estas edades entran en conflicto con las interpretaciones de la edad de 57±10 a partir de la isócrona Re-Os (Mathur et al., 2003), la que se realizó sobre material concentrado por gravedad de pirita, oro nativo y sulfuros de cobre obtenido de la mina La Plata, aunque es posible que la edad reportada por Mathur et al. (2003) sea el resultado de mezcla isotópica. La definición de la edad de la mineralización es, por lo tanto, abordada por el método K-Ar sobre alunita, lo cual entrega resultados en torno a los 3,4 Ma (Leal, 2011).

3. Metodología

El presente trabajo se basó en observaciones de campo y levantamientos detallados que se realizaron durante diversas visitas a los campamentos de exploración de las compañías operadoras en el área. Se revisaron, además, los abundantes reportes de avances y publicaciones científicas focalizadas en la descripción de las características metalogénicas del DMVC y se efectuaron ilustraciones basadas en figuras provenientes de diversos informes y fotografías ortorreferenciadas. Se siguió la terminología de Seedorff et al. (2005) para definir la magnitud de los cuerpos mineralizados vetiformes en función de sus espesores: filones (>1 m ancho), vetas (1 m a 1 cm) y vetillas (<1 cm).

La información microtectónica y petrológica se adquirió a partir del análisis de núcleos de perforación , así como de túneles de exploración que cortan los cuerpos mineralizados. Para ello, se tomaron en cuenta las relaciones espaciales existentes entre las fracturas y el campo de esfuerzos determinado por la ley de Anderson, además de las posibilidades de generar espacios dilatantes por los fenómenos de contracción térmica diferencial de la transición a-b del cuarzo (véanse antecedentes en Rossello y López-Isaza, 2023).

De acuerdo con Rossello y López-Isaza (2023), el concepto de dilatancia (del latín dilatare: ensanchar) se refiere al proceso físico relacionado con la posibilidad de generar modificaciones de volumen por contracción o expansión. Cuando este cambio determina que se genere más espacio que el inicial se lo denomina dilatancia positiva (+), y en el caso contrario, es decir, cuando ocupa menos espacio del que inicialmente abarcaba, se lo denomina dilatancia negativa (-). En este sentido, en sistemas endógenos, la contracción térmica es la propiedad inversa de la expansión térmica, que está definida por Skinner (1966) como el cambio de volumen y forma de un sistema debido a la variación de temperatura. Estas modificaciones térmicas producen dilatancia por contracción, contemporánea con mineralizaciones epigenéticas que se favorecen por la consecuente pérdida de presión de los fluidos por ebullición de las fracciones fluidas residuales, con la consiguiente liberación de sus fases gaseosas, generalmente ricas en elementos mineralizantes incompatibles.

Finalmente, se tuvieron en cuenta las relaciones espaciales entre el campo de esfuerzos y las fracturas generadas (fallas y diaclasas), con la finalidad de interpretar la cinemática de los pandeos-flexuras, resaltos y/o terminaciones de los fallamientos. Así, se pueden vincular los engrosamientos de las vetas con situaciones favorables, tanto en planta como en sección, para el emplazamiento de mineralizaciones de tipo vetiforme, en particular cuando las mismas tienden a disponerse paralelamente con respecto al esfuerzo principal máximo (Rossello y López-Isaza, 2023).

4. Resultados

4.1. Caracterización tectónica

El sector mineralizado del DMVC se localiza próximo a la cúspide peneplanizada del Macizo de Santander, donde la cordillera Oriental se separa de los Andes de Mérida (Figs. 1 y 2). La máxima elevación en la región se alcanzó durante el Plioceno-Pleistoceno, en la última fase del levantamiento norandino (Rossello y Gallardo, 2022 y referencias allí citadas). De esta manera, el ascenso del macizo se interpuso entre los depocentros del Catatumbo y del Valle Medio del Magdalena, interrumpiendo su continuidad (Figs. 2 y 7). La erosión asociada removió gran parte de las secuencias de edad mesozoica, quedando actualmente escasos relictos circunscritos a los fallamientos de Suratá y de Pamplona donde se exhiben algunas de las antiguas superficies del basamento. La traza de la Falla de Bucaramanga con rumbo N20O, forma parte del denominado Sistema de Fallas de Bucaramanga (también conocido como Sistema de Fallas de Santa Marta-Bucaramanga), de aproximadamente 400 km de longitud (Fig. 1). Este sistema franquea por el occidente al Macizo de Santander con una cinemática transcurrente sinistral, la cual exhibe un desplazamiento de ~100-110 km y una componente cabalgante desde el Oligoceno (Ward et al., 1973; Tschanz et al.,1974; Rossello y Gallardo, 2022).

FIG. 7. Esquema topográfico a partir de un modelo digital de elevación basculado hacia el norte. Se observa el desarrollo de la altiplanicie Los Páramos a unos 3.500 m s.n.m. puesta de manifiesto por dos transectas.

A partir de un análisis topográfico basado en modelos de elevación digital para el tramo del Macizo de Santander donde se hospeda el DMVC, se reconoce el desarrollo de la altiplanicie de Los Páramos (también conocida como Páramos de Santurbán) que promedia los 3.500 m s.n.m. (Fig. 7). Al asociar esta altiplanicie con la discordancia angular bajo los registros sedimentarios mesozoicos de los depocentros contemporáneos de las cuencas del Valle Medio del Magdalena, Catatumbo y Los Llanos, se puede estimar un ascenso mínimo del macizo de 4.000 m debido a la actividad de los fallamientos que lo limitan.

A partir de los datos estructurales evaluados, se diferencian en este trabajo los siguientes dos eventos de deformación regional (Fig. 8):

• Un primer evento extensional pre-Cretácico, responsable del desarrollo de fallamiento normal de orientación N-S, a partir de estructuras preexistentes del basamento, lo que controló la depositación de secuencias sedimentarias en la cuenca Catatumbo y el Valle Medio del Magdalena (Villamil, 1999; Kammer y Sánchez, 2006) (Fig. 8A).
• Un segundo evento relacionado con la fase tectónica Andina Incaica (Pardo-Casas y Molnar, 1987; Somoza y Ghidella, 2005; Cobbold et al., 2007), responsable de la reactivación e inversión de las estructuras generadas durante el primer evento. En el caso de fallamientos previos NE-SO, se desarrollaron reactivaciones dextrales, mientras que para aquellos NO-SE, como el fallamiento Santa Marta-Bucaramanga, fueron reactivaciones sinistrales (Fig. 8B).

FIG. 8. Esquema tectónico de la cordillera Oriental (se indica el sector estudiado mediante un círculo). A. Fallamientos extensionales precretácicos dispuestos ~N-S, indicados en blanco (σ> : esfuerzo mayor horizontal en esa dirección, el cual puede ser σ1 o σ2 dependiendo del valor del esfuerzo vertical). B. Reactivación mediante transcurrencia dextral de algunas de las estructuras previas (flechas amarillas) como consecuencia de una nueva disposición del campo de esfuerzos regional y de la actividad de la Falla de Bucaramanga (línea roja segmentada) y Falla La Baja-Angostura (línea amarilla continua). Flechas rojas en B indican la posición aproximada del esfuerzo principal máximo horizontal según Cobbold et al. (2007), Heidbach et al. (2018) y Rossello y Gallardo (2022), con sus componentes paralelas (cp) y ortogonales (co) con respecto a las fallas principales.

4.2. Control estructural 4D de la mineralización

La Falla La Baja-Angostura (Figs. 3 y 5) constituye una zona de fracturamiento multiescalar de 500 a 1.500 m de ancho, la que se interpreta como el principal control estructural de la mineralización en los sectores de La Bodega, La Mascota y Angostura (Mendoza y Jaramillo, 1979; Felder et al., 2005; Parra, 2007; O’Prey, 2008¹⁰; Sims y Altmann, 2010¹¹). A pesar de que Royero y Clavijo (2001) mencionan un desplazamiento dextral de la Falla Móngora (Romeral-Cucutilla), dispuesta de modo subparalelo a la Falla La Baja-Angostura y con inclinación hacia el NO (Ward et al., 1973), no se estima en este trabajo que existan evidencias concretas sobre esto. La mineralización en La Bodega está compuesta por enjambres de vetas y brechas tectónico-hidrotermales, mientras que en La Mascota está contenida en gran parte en cuerpos tabulares de brechas tectónico-hidrotermales controlados por fallas (Rodríguez-Madrid et al., 2017).

4.2.1. Sector SO, La Baja-La Mascota

La Mascota es un depósito asociado a una zona de falla empinada que se dispone hacia el este hasta el sector de La Bodega y hacia el oeste hasta La Casita (Fig. 9). En el área de La Mascota, predominan cuarzo y calcedonia de entre 2 y 20 m de ancho, incluido el muro silicificado intermedio. Las brechas y vetas individuales comúnmente tienen 1-2 m de espesor (rara vez exceden los 5 m) y su disposición se vuelve subvertical en profundidad. Las brechas más cercanas a la pared colgante usualmente presentan alunita, matriz de calcedonia y raras texturas de vuggy silica, incluyendo cataclasitas silicificadas y rocas de falla foliadas. Las leyes de oro más altas, que pueden alcanzar varios centenares de gramos/tonelada, tienden a encontrarse en los niveles más profundos de La Mascota.

FIG. 9. Localización de los principales sectores mineralizados (minas, laboreos, destapes) y fallamientos en el área del DMVC. 1. Fallamientos principales. 2. Fallamientos secundarios y otros rasgos estructurales. 3. Cursos de aguas. 4. Caminos. 5. Laboreos mineros.

El oro, comúnmente visible y de grano grueso, se presenta en espacios abiertos de la brecha hidrotermal y rellena sectores dilatantes de texturas crustiformes, donde abunda la huebnerita. Hay diversidad en rocas de ganga y minerales de sulfuro, que incluyen calcedonia, alunita, huebnerita, pirita, marcasita, calcosina, enargita, tennantita-tetraedrita, bornita, calcopirita, esfalerita, molibdenita, adularia tardía (?) y calcita/baritina laminada y reemplazada por cuarzo. Se encuentra escasa molibdenita en intersecciones de estructuras profundas asociadas con niveles tardíos de azufre nativo. Minerales de cristobalita (?) rellenan antiguos espacios abiertos en la veta, en sectores localizados hasta profundidades de 250 m por debajo de la superficie del terreno. Algunos de estos espacios abiertos incluyen sulfuros de Cu, lo que sugiere que la mineralización continuó hasta la etapa final de la formación de las vetas.

La pared colgante del cuerpo inferior de La Mascota incluye estructuras subordinadas con inclinaciones más suaves que pueden ser fuertemente dilatativas, con espacios abiertos aprovechados por las brechas. La pared inferior, en cambio, está comúnmente marcada por una falla posmineral con abundante desarrollo de arcillas o sericita, la cual separa bandas subyacentes de gneis intermedios con alteración propilítica y un distintivo gneis con textura augen rico en biotita.

4.2.2. Sector NE (Angostura)

En el sector Angostura, la mineralización de oro y plata se presenta en un enjambre multiescalar de vetas y estructuras mineralizadas dispuestas preferencialmente E-O a NE-SO, con inclinaciones subverticales (Fig. 10). Más de 60 vetas individuales han sido reconocidas, cuya mineralización se compone de varias vetas compuestas y estrechamente espaciadas. Estas estructuras varían en anchura desde <2 m para vetas individuales a >40 m para estructuras compuestas y continuas a una profundidad de >300 m debajo de la superficie, con interceptos con clavos mineralizados dispersos a profundidades de hasta 400 m (Fig. 10). La mineralización diseminada se encuentra en varias áreas, más notablemente al sur de la propiedad donde alrededor del 80% de los contenidos de oro se presenta en vetas, y el resto de tipo diseminado.

FIG. 10. A. Transecta que muestra la distribución esquemática de los enjambres de vetas y clavos mineralizados en el sector Angostura. B. Distribución de los enjambres de vetas y clavos mineralizados para el sector Angostura. Distribución de la mineralización vetiforme diferenciada por colores para así visualizar mejor los rumbos e inclinaciones de las estructuras mineralizadas. Figura modificada de Felder et al. (2005).

4.3. Modelo estructural 4D

Los principales depósitos mineralizados en los sectores de La Mascota, La Bodega y Angostura se disponen a lo largo de un corredor NE-SO subparalelo a la Falla La Baja-Angostura. La distribución espacial asociada de todos ellos permite relacionarla con una estructura dextral principal que, en el caso de La Mascota, se restringe a una zona tabular subvertical, mientras que hacia el NE se convierte en una amplia cola de caballo derecha (Fig. 11).

FIG. 11. Modelo estructural que sintetiza cómo se distribuye mineralización en los sectores SO y NE del DMVC. A. Mapeo asociado de filones, vetas y vetillas en los tres sectores mineralizados principales (tomado de Felder et al., 2005). B. Interpretación a partir de una zona de transcurrencia dextral con desarrollo de una cola de caballo derecha constituida por juegos de fracturas subordinadas tipo Riedel (R), anti-Riedel (R’) y tensionales localizados en el ambiente topográficamente más prominente de Angostura. El esfuerzo principal máximo σ1 ocupa la bisectriz aguda de acuerdo con la ley de Anderson.

Hacia el sector Angostura, la distribución espacial de las estructuras mineralizadas (vetillas y vetas) adquiere una orientación ~E-O, que puede interpretarse como asociada a un fracturamiento subordinado del fallamiento La Baja-Angostura de acuerdo con fracturas de tipo Riedel, anti-Riedel y tensionales (Fig. 12). En efecto, a partir de los diagramas de distribución estadística de 1.592 fracturas en el sector La Bodega (Parra, 2007), se realizaron vinculaciones espaciales a partir de la ley de Anderson con el campo de esfuerzos regional (Rossello y López-Isaza, 2023). Las tres modas de concentración de fracturas coinciden con las disposiciones ideales que tendrían las fracturas subordinadas de un sistema de Riedel vinculado con la cinemática dextral del fallamiento La Baja-Angostura. Estas, en conjunto, resultan homólogas al gran enjambre de vetas y vetillas que se observan en el sector Angostura (Fig. 12).

FIG. 12. Relación del campo de esfuerzos principal máximo horizontal regional (σ1) con los datos de fracturas (1.592 estructuras) del sector La Bodega en un diagrama de Fisher (Parra, 2007). De acuerdo con la incidencia oblicua del esfuerzo sobre el fallamiento La Baja-Angostura, resulta una componente dextral y modas estadísticas de fracturas subordinadas que corresponden a R. Fracturas Riedel, R’. Fracturas anti-Riedel, y T. Fracturas tensionales o diaclasas.

A partir de la interpretación de los rasgos estructurales de las mineralizaciones estudiadas se aprecia un sector topográficamente inferior, caracterizado por la traza principal subvertical de la Falla La Baja-Angostura asociado con la Brecha La Mascota, y un sector más elevado, por encima de los 3.000 m s.n.m., donde se desarrolla la cola de caballo derecha de fallamientos subordinados extensionales con tendencia E-O, estos últimos relacionados con la mineralización más diseminada del sector Angostura (Fig. 13).

FIG. 13. Esquema simplificado 3D de la localización de los principales sectores mineralizados del DMVC (La Mascota, La Bodega y Angostura).

4.4. Modelo acerca del origen de los fluidos mineralizantes

A partir de la historia geológica del sector donde se localizan las mineralizaciones auroargentíferas del DMVC, se puede identificar varios procesos que podrían haber aportado los fluidos mineralizantes. Al respecto, se reconocen diversos intrusivos del Triásico tardío-Jurásico temprano que hospedan cuerpos más recientes (de edad miocena) cercanos a los depósitos, lo cual sugiere la presencia de al menos dos tipos de fluidos mineralizantes (Fig. 14).

FIG. 14. Modelos esquemáticos evolutivos. A. Intrusión prejurásica con domamiento del encajante. B. Contracción por enfriamiento y primer pulso mineralizante. C. Contexto extensional regional asociado con la generación del rifting y la depositación de secuencias continentales jurásicas (azul). D. Incremento de la extensión asociado con la depositación de sedimentos marinos cretácicos (verde). E. Reactivación neógena compresiva asociada con el fallamiento Santa Marta-Bucaramanga, que eleva el Macizo de Santander y produce su erosión, probablemente vinculada con la generación del segundo pulso mineralizante. F. Modelo estructural idealizado actual.

El primer evento propuesto como potencial generador de la mineralización estaría asociado a fluidos hidrotermales provenientes de alguno de los diversos intrusivos de edad mesozoica, en particular el domo El Violetal (Galvis, 1998). Además, la contracción térmica diferencial del cuarzo en su transición cristalina a-b durante los estadios finales del emplazamiento de estos cuerpos intrusivos, habría favorecido el desarrollo de fracturas por propagación. Rossello y López-Isaza (2023) afirmaron que la contracción térmica diferencial en los rangos de temperatura de equilibrio del cuarzo en su transición a-b puede ser un fenómeno microtectónico importante para generar condiciones mineralizadoras favorables. Dicho fenómeno puede contribuir de manera sustancial al origen, circulación, transporte y emplazamiento de fluidos mineralizantes diseminados, provenientes de grandes volúmenes ígneos. Este mecanismo fue también invocado por Rossello y Montenegro (2023) para interpretar el emplazamiento de mineralización de wolframio en los contactos del granito La Escalerilla en el distrito San Ramón-La Puntana de la sierra de San Luis en Argentina.

La contracción térmica diferencial de minerales puede incluirse dentro de los fenómenos pasivos de transformación química que, no obstante, opera a escala microscópica y puede también introducir importantes modificaciones físicas al medio rocoso. De esta manera, la roca anfitriona desarrollaría condiciones físicas más favorables para que un fluido mineralizante encuentre los espacios para su emplazamiento y precipitación (Dilles, 1987; Tosdal y Richards, 2001; Li et al., 2017).

El segundo evento generador de los fluidos mineralizantes estaría asociado al magmatismo más reciente en forma de cuerpos hipoabisales, diques y sills, de composición más alcalina, cuyo emplazamiento habría sido favorecido en el marco de la transcurrencia sinistral de la Falla Santa Marta-Bucaramanga (Rossello y Gallardo, 2022). Esta extensa zona de falla puede conectar directamente la superficie con los ambientes profundos de la corteza sin necesidad de apelar a los procesos magmáticos vinculados con subducción. La cinemática transcurrente de los lineamientos paralelos al Sistema de Fallas Santa Marta-Bucaramanga podría explicar la presencia del magmatismo “exótico” de la cordillera Oriental (e.g., Paipa, Vetas-California) en un marco tectónico regional relacionado con el desarrollo de un contrafuerte en el Cenozoico tardío.

5. Discusión

Entre las posibilidades teóricas para que un fluido mineralizante circule por las discontinuidades del medio rocoso, se encuentran a) las denominadas pasivas, como el aprovechamiento de la porosidad efectiva con una permeabilidad mínima original o mecanismos más complejos como la difusión sólida, y b) las activas, que se producen por la incorporación de energías externas al medio como por ejemplo la energía hidráulica de los fluidos inyectados, que genera los espacios necesarios para permitir su movilidad dentro del medio sólido mediante fracturamiento y relleno, hidrofracturamiento y bombeo sísmico, entre otros (e.g., Seedorff et al., 2005).

Los depósitos minerales del DMVC se encuentran alojados en rocas que evidencian un fuerte control estructural asociado a la Falla La Baja-Angostura y sus estructuras subordinadas conjugadas. La mineralogía es típica de alta sulfuración, dada la presencia de enargita y covelina primaria. La alteración principal es argílica avanzada (vuggy silica y cuarzo-alunita), con halos de alteración argílica de illita y un halo externo de alteración propilítica. Localmente se presenta alteración de cuarzo-sericita-pirita (Fig. 15). Sin embargo, algunas características no encajan en el modelo típico de alta sulfuración, como por ejemplo la presencia de calcedonia bandeada y la ausencia de rocas volcánicas asociadas al depósito. Cabe notar que, teniendo en cuenta las edades de mineralización y la distribución de las alteraciones, se evidencia una superposición de eventos (Rodríguez-Madrid, 2014; Bissig et al., 2015; Rodríguez-Madrid et al., 2017).

FIG. 15. Perfil topográfico en el que se muestra la distribución espacial de los depósitos localizados a lo largo de la mineralización presente en el DMVC y su probable continuación en profundidad. Las edades en negrita representan las de alteración; las que están en cursiva son de cristalización y mineralización (figura modificada de Bissig et al., 2015 y Rodríguez-Madrid et al., 2017). Au: oro, Ag: plata, Cu: cobre, Mo: molibdeno, Zn: zinc.

Las mineralizaciones del área del DMVC se presentan mediante diversos juegos de vetas y vetillas trenzadas y zonas de brechas tabulares, las que cortan el basamento ígneo-metamórfico y otras rocas intrusivas más jóvenes. La mineralización está fundamentalmente hospedada en rocas metamórficas (Mathur et al., 2003). Las principales rocas de caja aparentemente corresponden a gneises, si bien de manera local se observan granitos. No obstante, debido a la intensa alteración es difícil definir de forma clara las rocas huéspedes (Greystar Resources Ltd., 2009).

En el sector Angostura, producto de que la mayor distribución de mineralización diseminada y en enjambres de vetas y vetillas se dispone en encajantes cristalinos con abundante cuarzo y feldespato, se propone que fenómenos de contracción térmica diferencial habrían contribuido a su emplazamiento. Según Rossello y López-Isaza (2023), estas condiciones dilatantes pueden ser aprovechadas para generar soluciones mineralizantes y permitir su transporte, produciendo modos de ocurrencia diseminados y a lo largo de vetillas, en ambos casos con volúmenes importantes.

5.1. Marco estructural, emplazamiento de cuerpos hipoabisales y mineralización como resultado de un proceso de indentación tectónica

El proceso de indentación indica la manera en la que un indentador rígido penetra y deforma un material a partir de una carga dada (Bons, 2017¹²; Arunkumar, 2018), y cuyo resultado depende fuertemente de la forma del indentador (Tapponnier y Molnar, 1976). La deformación análoga al proceso de indentación en el frente de compresión produce pliegues, fallas de cabalgamiento, engrosamiento cortical, fallas de rumbo, cuencas pull apart en zonas de relevo, rotaciones y traslaciones de bloques rígidos, extrusiones laterales de bloques y localmente sintaxis tectónica (Molnar y Tapponnier, 1975; Tapponnier y Molnar, 1976; England y Houseman, 1986; Peltzer y Tapponnier, 1988; Cobbold y Davy, 1988; Davy y Cobbold, 1988; Beck Jr. et al., 1993; Ellis, 1996; Fournier et al., 2004; Bons, 2017; Rossello y Gallardo, 2022). Las características estructurales descritas anteriormente se pueden explicar por el concepto de tectónica de indentación (Laubscher, 1972; Tapponnier y Molnar, 1976; Davy y Cobbold, 1988; Cobbold y Davy, 1988; Lu y Malavieille, 1994; Zweigel, 1998; Sokoutis   et al., 2000; Marshak, 2004; Bons, 2017), mientras que las extrusiones laterales de bloques pueden asociarse con el concepto de tectónica de escape, el cual corresponde a un mecanismo importante para acomodar la convergencia de bloques (Tapponnier et al., 1982; Burke y Sengör, 1986; Dhont et al., 2005; Bons, 2017).

Las velocidades GPS obtenidas de estaciones permanentes en el norte de los Andes, a partir de la latitud ~8º N (Mora-Páez et al., 2019, 2020), muestran una notable deflexión hacia el este junto con un aumento en sus magnitudes, lo que evidencia el efecto de la colisión del arco de islas del Chocó-Panamá en el acortamiento, engrosamiento y transferencia lateral de la deformación como tectónica de escape por su convergencia contra el norte de América del Sur (Duque-Caro, 1990; Taboada et al., 2000; Audemard y Audemard, 2002; Cortés et al., 2005; Montes et al., 2005, 2012a, b, 2015, 2019; Barrero et al., 2006; Suter et al., 2008; Mora et al., 2013; Barat et al., 2014; Amaya et al., 2017; Bernet et al., 2019; Redwood, 2019). Este campo regional de deformación E-O se traduce en un arreglo de fallas de rumbo con cinemática sinistral (NO-SE) y dextral (NE-SO), asociado con fallas inversas en el Macizo de Santander (Fig. 5), y que son observadas en el área del DMVC (Velandia, 2017; Velandia et al., 2017, 2020). La forma arqueada de las estructuras y la distribución de las fallas de rumbo al norte y sur de Pamplona (Fig. 5) son producto del “efecto contrafuerte” como resistencia al avance de la deformación hacia el oriente.

Se considera que el cierre del Bloque Panamá-Chocó contra el margen noroeste de América del Sur fue oblicuo (Barat et al., 2014; López-Isaza et al., en revisión), propagándose desde el sur gradualmente hacia el norte con un estilo de “cremallera”, debido a la oblicuidad de la convergencia (Acosta et al., 2004; Barat et al., 2014). La zona de sutura, representada por la Falla Uramita, se cerró entre el Mioceno tardío y el Pleistoceno medio (Suter et al., 2008; Duque-Caro, 1990; Acosta et al., 2004; Barat et al., 2014; Redwood, 2019). Es decir, el Bloque Panamá-Chocó se comportó como un indentador rígido (Acosta  et al ., 2004, 2007; Suter et al., 2008) que cambió la dirección de colisión noreste durante el Eoceno-Mioceno (Bloque Chocó) hasta la actual dirección de convergencia este del Bloque Panamá (Cortés et al., 2005; Farris et al., 2011; Montes et al., 2012a; b; Barat et al., 2014; Redwood, 2019). Los modelos análogos para indentadores rígidos oblicuamente convergentes muestran características cinemáticas y geométricas similares a las observadas en el noroeste de Colombia (Davy y Cobbold, 1988; Lu y Malavieille, 1994; Zweigel, 1998; Acosta et al., 2004; Marshak, 2004). Algunas de estas características estructurales incluyen un conjunto de fallas de rumbo de orientación ~N-S y fallas oblicuas curvas con componentes de deslizamiento dextral (NE-SO) y sinistral (NO-SE). Se sugiere, por ende, que la forma arqueada de las estructuras del DMVC estaría relacionada con el “efecto contrafuerte”.

Edades termocronológicas en el flanco occidental del Macizo de Santander (Bernet et al., 2019), además de aquellas distribuidas en otras localidades de las cordilleras Central y Oriental de Colombia (Bermúdez et al., 2019, Restrepo-Moreno et al., 2019), evidencian la respuesta continental a los procesos compresivos derivados de la colisión del Bloque Panamá-Chocó. Por otro lado, edades del Mioceno medio y más jóvenes reflejan el progreso de esta colisión hacia el norte contra el margen noroeste de América del Sur, y causaron el levantamiento del istmo de Panamá entre ~14,8-12,8 Ma (Collins et al., 1996; Coates et al., 2004) y ~7-3,5 Ma (Barat et al., 2014). Edades pleistocenas sugieren que la colisión del Bloque Panamá-Chocó contra el continente sudamericano es aún un proceso activo (Barat et al., 2014).

En este sentido, el magmatismo mioceno en las proximidades del DMVC puede estar asociado a la deformación por transferencia lateral del acortamiento cortical desde el oeste, en respuesta a la indentación del Arco de Islas del Chocó-Panamá (López-Isaza et al., en revisión). En el área de interés, bloques de corteza media a profunda fueron levantados para conformar el Contrafuerte de Pamplona (Fig. 5). Asumiendo un engrosamiento cortical máximo de >60 km, así como la formación de una ventana astenosférica por desplazamiento dextral a lo largo de la prolongación de la Dorsal de Sandra por debajo del continente durante los últimos ~10 millones de años (zona de desgarre de Caldas en Vargas y Mann, 2013), pudieron configurarse las condiciones para el debilitamiento térmico basal y el ascenso de material magmático aprovechando aquellas zonas asociadas a las transcurrencias regionales. Las edades de mineralización pliocenas-pleistocenas en los sectores de La Mascota, La Baja y Angostura (Fig. 3, Tabla 1), a lo largo de la Falla La Baja-Angostura, sugieren una relación entre el control estructural heredado del Contrafuerte de Pamplona, la actividad magmática y los fenómenos de contracción térmica diferencial como precursores de los espacios que aprovecharon los minerales de interés económico para precipitar.

6. Conclusiones

El presente trabajo proporciona una síntesis del contexto geológico y mineralógico del distrito minero de Vetas-California (Macizo de Santander) y una hipótesis del control estructural 4D de las mineralizaciones. El análisis espacial de los esfuerzos tectónicos para el área de estudio se basa en la orientación de la convergencia regional Andina, cuyo esfuerzo principal máximo horizontal se dispone ENE-OSO.

Se identifican varios procesos tectónicos relacionados con la presencia de magmatismo con potencial de generación de fluidos mineralizantes para los intervalos Triásico tardío-Jurásico temprano y Mioceno. Debido a esto, existe aún ambigüedad con respecto al origen de las mineralizaciones de tipo epitermal con sulfuración intermedia a alta, las que estarían vinculadas a diferentes episodios hidrotermales. Las alteraciones identificadas se asocian a dos fases principales: a) una caracterizada por una alteración propilítica con molibdenita de la Brecha La Mascota (~10,1 Ma), vinculada con pórfidos de granodiorita y diques riodacíticos subordinados, y b) otra relacionada con un sistema magmático-hidrotermal con alteración fílica en vetas y vetillas de cuarzo-pirita con sericita hidrotermal (~3,4 Ma), seguidas por brechas hidrotermales multifásicas de cuarzo-alunita entre los ~2,6 y ~1,6 Ma.

El modelo estructural propuesto reconoce dos sectores genéticamente vinculados, pero con una distribución espacial de la mineralización muy diferente. Por un lado, se identifica un tramo SO bien definido, más continuo y profundo de la Falla La Baja-Angostura, con fuerte buzamiento NO. Este sector configura un ambiente dilatante tabular y volumétricamente importante que sería responsable del emplazamiento de la Brecha La Mascota. En el extremo NE, en cambio, la mineralización de La Bodega y Angostura se expresa como una cola de caballo derecha-extensional, que controlaría la distribución más diseminada de la mineralización en enjambres de vetas y brechas tectónico-hidrotermales con múltiples vetillas subordinadas.

La orientación regional de los cuerpos mineralizados en la dirección ENE-OSO, subparalela al esfuerzo principal máximo horizontal, parece constituir la disposición estructural más favorecida, en conjunto con los posibles fenómenos tardíos de dilatación-contracción térmica de los cuerpos magmáticos encajantes. Estos controles petrotectónicos habrían provisto la dilatancia necesaria en las litologías hospedantes que permitieron la inyección y precipitación de los fluidos mineralizantes. Particularmente, la dilatación térmica diferencial pudo promover la acumulación y precipitación temprana de las soluciones en ebullición ricas en volátiles y portadoras de los contenidos metalíferos de interés.

Agradecimientos
Se agradecen las oportunas visitas realizadas a los yacimientos facilitadas por las empresas Ventana Gold Corp. y Eco-Oro Minerals Corp. (Greystar Resources), que permitieron acceder a datos generados por las actividades de exploración entre 2010 y 2016. También se reconocen los constructivos comentarios y discusiones con colegas de estas empresas que contribuyeron a comprender las características genéticas y morfológicas de las mineralizaciones. El tratamiento editorial y la detallada revisión de un árbitro anónimo y del editor proporcionaron valiosas recomendaciones que permitieron mejorar sustantivamente la claridad del trabajo.

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