guia de campo fina

GUÍA GEOLÓGICA CAMPO VI

ESTUDIANTES CAMPO VI

Universidad Nacional de Colombia

Facultad de Ciencias, Departamento de Geociencias

Bogotá, Colombia

2015

2 Guía de Campo VI

Guía de campo realizada mediante la recopilación bibliográfica de diversas fuentes,

relacionada con la geología del Valle Superior del Magdalena, por:

- Editores:

Andrés Eduardo Junco Rojas

Fredy Antonio Robles Rodríguez

Vanessa Alejandra Guerra Vargas

Leslie Ariadna Sanchez Diaz

- Colaboradores:

Eduardo Villamil

Angel Augusto Verbel Olarte

Laura Vanessa Velasquez Rocha

Erick Ricardo Velasco Reyes

Freddy Tovar Vergara

Sergio Andres Torrado Perez

Mónica Marcela Terraza Velasquez

Javier Eduardo Suarez Valencia

Diego Alejandro Sorza Rios

Paula Alejandra Sarmiento Linares

Gerse David Ruiz Montaño

Julian Oswaldo Romero Rozo

Fredy Leonardo Rodriguez Tamayo

María Alejandra Rodríguez Mustafa

Julio Enrique Rodríguez Cubillos

Adrian Arturo Rincón Álvarez

Maria Daniela Reyes Garzón

Tirso Augusto Ramírez Arévalo

Brian Nicolas Quevedo Barrios

3

Jose Eduardo Pulido Mancera

Juan Sebastián Polo Numpaque

Ana Oliva Pinilla Pachón

Andrés Felipe Picón García

Yesica Ximena Peña Beltrán

Jeimy Rocio Peralta Castiblanco

Diana Carolina Parra Baquero

Iliana Catherine Pardo Baez

Julián Santiago Otero Moreno

Wally Alejandro Ortiz Loaiza

Liz Jessica Olaya Calderón

Nestor Alejandro Novoa Herrán

Daniela Neva

Daniel Neiva

Eddie Ricardo Muñoz Rojas

Andrés Felipe Moreno Ochoa

Juan Camilo Montaño Caro

Andrés Alejandro Mejía López

Daniel Martínez Gaitán

Manuel Dario Martínez Cortés

Adriana Marcela Mantilla Salas

Jessica Stephanie Luengas Fajardo

Daniel Felipe López León

Cesar Leonardo López Castillo

Hugo Alberto Jiménez Bahamon

Luisa Fernanda Herrera Martínez

4 Guía de Campo VI

Sebastián Hernández Durán

Julio Cesar Guerra Ospino

Diego Alejandro González Vargas

Andrés Felipe González Durán

Nestor Eduardo Gaviria Lugo

Ismael García Espinoza

Yohanna Katherine García Zábala

Javier García Toloza

David Santiago Franklin Reyes

Liza María Forero Larrotta

José Roberto Florez Peñaloza

Luz Adriana Díaz Delgado

Manuel Gerardo Dussan Villanueva

Juan Francisco Díaz González

Yuly Paola Correa Torres

Luis Alberto Combita Ariza

Ricardo Cardenas Gutierrez

Nestor Alfredo Cano Hernández

Julian Hernando Camacho Gómez

Oriana Blandón Pulido

Jorge Armando Bermúdez García

Laura Alejandra Beltrán Daza

Carlos Alberto Barrera Ladino

Sofía Barragán Montilla

Diego Javier Ariza Sepúlveda

Daniel Andres Aramburo Vélez

5

Jennifer María Judith Aldana Burgos

Deisy Alejandra Acuña Poveda

Aarón Josué Sediles Martínez

Fabián Abril Galindo

6 Guía de Campo VI

RESUMEN

El presente trabajo pretende ser una guía práctica para el estudiante de Campo VI. Esta

guía incluye información geológica del departamento del Huila, sitio donde se llevará a

cabo las prácticas de cartografía geológica de los estudiantes de la Universidad Nacional

de Colombia para el primer semestre de 2015. Para esto se cuenta con información

litológica, estratigráfica, estructural, tectónica, paleontológica, geomorfológica, y de

procedimientos geofísicos para toma de datos. El objetivo es tener una guía práctica de

consulta para el campo.

Palabras clave: Guía de campo, Huila, VSM, Intrusivos Jurásicos, Formación Saldaña,

Valle Superior del Magdalena, Colombia, Batolito de Ibagué, Monzogranito de Algeciras,

Monzodiorita del Astillero, Monzodiorita de las Minas, Formación Seca, Cretácico, Límite,

Valle Superior del Magdalena, Paleógeno, Grupo Chicoral, depósitos sedimentarios,

Valle Superior del Magdalena, Colombia, Cuaternario, Falla El Agrado-Betania, Valle

Superior del Magdalena, Colombia, Piedemonte Cordillera Central, Retrocabalgamiento,

Falla de Itaibe, Falla de la Plata, Serranía de las Minas, depósitos del Cuaternario, cuña,

clasificación de rocas ígneas, tablas, clasificación macroscópica, geomorfología,

morfogénesis, denudación, fluvial y volcánico.

7

Contenido

Pág.

1. MACIZO DE GARZÓN-MIGMATITAS DE FLORENCIA .......................................... 29 1.1 MACIZO DE GARZÓN ................................................................................... 29

1.1.1 COMPLEJO GARZÓN ........................................................................ 29 1.2 MIGMATITAS DE FLORENCIA ..................................................................... 30 1.3 EDAD DE LA UNIDAD ................................................................................... 34 1.4 CONTACTOS ................................................................................................ 34

2. GRANITO – GRANOFELS DEL RECREO Y NEIS DE GUAPOTÓN – MANCAGUA.36 2.1 GRANITO – GRANOFELS DE EL RECREO. ................................................ 36 2.2 NEIS DE GUAPOTÓN – MANCAGUA. .......................................................... 36

3. COMPLEJO ALELUYA. .......................................................................................... 38 3.1 GENERALIDADES. ....................................................................................... 38 3.2 EDAD Y CORRELACIÓN. ............................................................................. 39 3.3 DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA. ................................................................... 39 3.4 CONTACTOS. ............................................................................................... 40 3.5 LITOLOGÍA. ................................................................................................... 41 3.6 HISTORIA GEOLÓGICA. .............................................................................. 42 3.7 MINERÍA. ....................................................................................................... 43

4. GRUPO PAYANDÉ. ................................................................................................. 44 4.1 GENERALIDADES. ....................................................................................... 44 4.2 AUTOR. ......................................................................................................... 45 4.3 LOCALIDAD TIPO. ........................................................................................ 45 4.4 SECCIÓN TIPO. ............................................................................................ 45 4.5 EDAD. ........................................................................................................... 45 4.6 ESPESOR. .................................................................................................... 45 4.7 CONTACTOS. ............................................................................................... 46 4.8 DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA. ................................................................... 46 4.9 UNIDADES EQUIVALENTES. ....................................................................... 47 4.10 LITOLOGÍA. ................................................................................................... 47 4.11 PALEONTOLOGÍA. ....................................................................................... 48 4.12 STOCK DE PAYANDÉ (JP) ........................................................................... 48

5. MONZOGRANITO DE ALGECIRAS ........................................................................ 49 5.1 INTRODUCCIÓN ........................................................................................... 49 5.2 UBICACIÓN ................................................................................................... 49 5.3 LITOLOGÍA .................................................................................................... 50 5.4 EDAD DE LA UNIDAD ................................................................................... 51 5.5 CONTACTOS ................................................................................................ 51 5.6 VÍAS DE ACCESO ........................................................................................ 52 5.7 BIBLIOGRAFÍA .............................................................................................. 53

6. INTRUSIVOS JURÁSICOS. ..................................................................................... 54 6.1 RESUMEN. .................................................................................................... 54 6.2 BATOLITO DE IBAGUÉ. ................................................................................ 54

6.2.1 CONTACTOS Y LÍMITES. .................................................................. 55

8 Guía de Campo VI

6.3 MONZOGRANITO DE ALGECIRAS. ............................................................. 58 6.4 MONZODIORITA DE EL ASTILLERO (JAS). ................................................ 61 6.5 MONZODIORITA DE LAS MINAS (JMI). ....................................................... 62

7. INTRUSIVOS JURÁSICOS ...................................................................................... 64 7.1 INTRODUCCIÓN ........................................................................................... 64 7.2 LOCALIZACIÓN ............................................................................................ 64 7.3 METODOLOGÍA ............................................................................................ 65 7.4 DESCRIPCIÓN DE LOS CUERPOS INTRUSIVOS ....................................... 65

7.4.1 CUARZOMONZODIORITA DE TERUEL ............................................. 65 7.4.2 GRANITO DE GARZÓN ...................................................................... 66 7.4.3 MONZOGRANITO DE ALTAMIRA ...................................................... 67 7.4.4 CUARZOMONZODIORITA DE SOMBRERILLOS ............................... 69

7.5 CONCLUSIONES .......................................................................................... 70 7.6 BIBLIOGRAFÍA .............................................................................................. 71

8. LIMITE JURÁSICO - CRETÁCICO .......................................................................... 72 8.1 GENERALIDADES. ....................................................................................... 72 8.2 PLANCHA 344. .............................................................................................. 72 8.3 PLANCHA 345. .............................................................................................. 73 8.4 PLANCHA 366. .............................................................................................. 74 8.5 PLANCHA 367. .............................................................................................. 75 8.6 PLANCHA 388. .............................................................................................. 77 8.7 PLANCHA 389. ............................................................................................. 77

9. FORMACIÓN EL HIGADO ...................................................................................... 79 9.1 AUTOR. ......................................................................................................... 79 9.2 SECCIÓN TIPO. ............................................................................................ 79 9.3 LOCALIDAD TIPO ......................................................................................... 79 9.4 EDAD. ........................................................................................................... 80 9.5 ESPESOR. .................................................................................................... 80 9.6 DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA. ................................................................... 81 9.7 UNIDADES EQUIVALENTES. ....................................................................... 81 9.8 DESCRIPCIÓN. ............................................................................................. 82 9.9 LITOLOGÍA. ................................................................................................... 82 9.10 PALEONTOLOGÍA. ....................................................................................... 84

10. FORMACIÓN SALDAÑA ......................................................................................... 84 10.1 LITOLOGÍA .................................................................................................... 84 10.2 ROCAS ÍGNEAS ........................................................................................... 85 10.3 ROCAS METAMÓRFICAS: ........................................................................... 91 10.4 ESPESORES ................................................................................................ 91

10.4.1 ROCAS ÍGNEAS ................................................................................. 91 10.5 SECUENCIA SEDIMENTARIA ...................................................................... 92 10.6 ESPESOR TOTAL DE LA FORMACIÓN SALDAÑA ...................................... 92 10.7 CONTACTOS ................................................................................................ 92 10.8 EDAD Y CORRELACIÓN. ............................................................................. 93 10.9 GÉNESIS....................................................................................................... 95 10.10 TRABAJO DE CAMPO (PLANCHAS GEOLÓGICAS, AFLORAMIENTOS, CONTACTOS, VÍAS Y ZONAS DE ACCESO). ........................................................ 97 10.11 CONCLUSIONES ........................................................................................ 108

9

10.12 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 109

11. FORMACIÓN YAVÍ (Ky) ........................................................................................ 112 11.1 AUTOR. ....................................................................................................... 112 11.2 SECCIÓN TIPO. .......................................................................................... 112 11.3 LOCALIDAD TIPO. ...................................................................................... 112 11.4 EDAD. ......................................................................................................... 112 11.5 ESPESOR. .................................................................................................. 112 11.6 DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA: ................................................................. 113 11.7 DESCRIPCIÓN: ........................................................................................... 113 11.8 LITOLOGÍA. ................................................................................................. 113 11.9 PALEONTOLOGÍA. ..................................................................................... 113

12. FORMACIÓN CABALLOS (Kc) ............................................................................. 114 12.1 AUTOR. ....................................................................................................... 114 12.2 SECCIÓN TIPO. .......................................................................................... 114 12.3 LOCALIDAD TIPO. ...................................................................................... 114 12.4 EDAD. ......................................................................................................... 114 12.5 ESPESOR. .................................................................................................. 114 12.6 DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA. ................................................................. 114 12.7 UNIDADES EQUIVALENTES. ..................................................................... 115 12.8 DESCRIPCIÓN. ........................................................................................... 115 12.9 LITOLOGÍA: ................................................................................................. 115

13. FORMACIONES HONDITA Y LOMA GORDA. ...................................................... 116 13.1 GENERALIDADES ...................................................................................... 116 13.2 FORMACIÓN HONDITA .............................................................................. 118 13.3 FORMACIÓN LOMA GORDA ...................................................................... 119 13.4 EDAD Y ASOCIACIÓN FÓSIL ..................................................................... 119

14. GRUPO OLINÍ ....................................................................................................... 122 14.1 GRUPO OLINÍ ............................................................................................. 122

14.1.1 FORMACIÓN LIDITA INFERIOR ...................................................... 123 14.1.2 FORMACIÓN EL COBRE ................................................................. 125 14.1.3 FORMACIÓN LIDITA SUPERIOR ..................................................... 127

14.2 FORMACIÓN BUSCAVIDAS ....................................................................... 129 14.3 FORMACIÓN LA TABLA ............................................................................. 131 14.4 DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA .................................................................. 134 14.5 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 139

15. ROCAS CALCÁREAS CRETÁCEAS DEL VALLE SUPERIOR DEL MAGADALENA. ........................................................................................................... 141

15.1 GENERALIDADES. ..................................................................................... 141 15.1.1 ¿QUÉ ES UNA ROCA CALCÁREA? ................................................. 141 15.1.2 NIVEL DEL MAR CRETÁCEO COLOMBIANO. ................................ 142

15.2 FORMACIÓN CABALLOS (PARTE MEDIA-FORMACIÓN EL OCAL). ........ 143 15.2.1 RESEÑA HISTÓRICA. ...................................................................... 144

15.3 FORMACIÓN TETUÁN. ............................................................................... 145 15.3.1 RESEÑA HISTÓRICA. ...................................................................... 145 15.3.2 AUTOR. ............................................................................................ 146 15.3.3 SECCIÓN TIPO. ............................................................................... 146

10 Guía de Campo VI

15.3.4 LITOLOGÍA Y ESPESOR. ................................................................. 147

15.4 FORMACIÓN HONDITA Y LOMA GORDA. ................................................. 148 15.4.1 RESEÑA HISTÓRICA FORMACIÓN HONDITA Y LOMA GORDA. .. 148

15.5 FORMACIÓN HONDITA. ............................................................................. 148 15.5.1 AUTOR. ............................................................................................ 148 15.5.2 SECCIÓN TIPO. ............................................................................... 148 15.5.3 LITOLOGÍA. ...................................................................................... 149 15.5.4 ESPESOR. ........................................................................................ 149 15.5.5 EDAD. ............................................................................................... 149 15.5.6 PALEONTOLOGÍA. ........................................................................... 149

15.6 FORMACIÓN LOMA GORDA. ..................................................................... 149 15.6.1 AUTOR. ............................................................................................ 149 15.6.2 SECCIÓN TIPO. ............................................................................... 150 15.6.3 LITOLOGÍA. ...................................................................................... 150 15.6.4 EDAD. ............................................................................................... 150 15.6.5 ESPESOR. ........................................................................................ 150 15.6.6 PALEONTOLOGÍA. ........................................................................... 150

15.7 FORMACIÓN LIDITA SUPERIOR. .............................................................. 151 15.7.1 RESEÑA HISTÓRICA DEL GRUPO OLINÍ: ...................................... 151 15.7.2 LOCALIDAD TIPO: ........................................................................... 151 15.7.3 LITOLOGÍA: ...................................................................................... 151 15.7.4 ESPESOR: ........................................................................................ 151 15.7.5 EDAD: ............................................................................................... 152 15.7.6 PALEONTOLOGÍA: ........................................................................... 152

15.8 CARTOGRAFÍA. .......................................................................................... 152 15.9 CONCLUSIONES. ....................................................................................... 155

16. GRUPO VILLETA ................................................................................................. 156 16.1 INTRODUCCIÓN. ........................................................................................ 156 16.2 EVOLUCIÓN DEL TÉRMINO SEGÚN PEÑA (2002). .................................. 156 16.3 UNIDAD EN LA CORDILLERA ORIENTAL. ................................................ 157

16.3.1 GRUPO VILLETA EN EL FLANCO ORIENTAL DE LA CORDILLERA ORIENTAL. ..................................................................................................... 157 16.3.2 GRUPO VILLETA EN EL FLANCO OCCIDENTAL DE LA CORDILLERA ORIENTAL (LITOLOGÍAS SIMPLIFICADAS)........................... 157

16.4 ‗GRUPO VILLETA‘ EN EL VSM. .................................................................. 158 16.4.1 PROBLEMA ESTRATIGRÁFICO EN EL VSM. ................................. 159

16.5 CONCLUSIONES. ....................................................................................... 160

17. LÍMITE CRETÁCICO-PALEÓGENO. ..................................................................... 160 17.1 INTRODUCCIÓN ......................................................................................... 160 17.2 FORMACIÓN SECA (KPGS) ....................................................................... 161 17.3 PLANCHAS ................................................................................................. 162 17.4 CONCLUSIONES ........................................................................................ 173 17.5 ANEXOS...................................................................................................... 174 17.6 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 175

18. PALEÓGENO ........................................................................................................ 176 18.1 INTRODUCCIÓN ......................................................................................... 176 18.2 LITOLOGÍA .................................................................................................. 179

18.2.1 FORMACIÓN SECA.......................................................................... 179

11

18.2.2 GRUPO CHICORAL.......................................................................... 180 18.2.3 FORMACIÓN PALERMO .................................................................. 181 18.2.4 FORMACIÓN BACHÉ ....................................................................... 181 18.2.5 FORMACIÓN TESALIA ..................................................................... 182 18.2.6 FORMACIÓN POTRERILLO ............................................................. 182 18.2.7 FORMACIÓN DOIMA. ....................................................................... 183

18.3 TRABAJO EN CAMPO (PLANCHAS) .......................................................... 184 18.3.1 PLANCHA 344 TESALIA. .................................................................. 184 18.3.2 PLANCHA 345 CAMPO-ALEGRE ..................................................... 186 18.3.3 PLANCHA 366 GARZÓN. ................................................................. 188 18.3.4 PLANCHA 367 GIGANTE. ................................................................ 190 18.3.5 PLANCHA 388 PITALITO. ................................................................ 191

18.4 CONCLUSIONES ........................................................................................ 192 18.5 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 192

19. NEÓGENO ............................................................................................................. 193 19.1 GRUPO HONDA .......................................................................................... 194

19.1.1 AFLORAMIENTOS. .......................................................................... 194 19.1.2 LITOLOGÍA. ...................................................................................... 195 19.1.3 GEOMORFOLOGÍA. ......................................................................... 195 19.1.4 ESPESORES. ................................................................................... 195 19.1.5 EDAD. ............................................................................................... 195 19.1.6 CORRELACIÓN Y RELACIONES ESTRATIGRÁFICAS. .................. 196

19.2 FORMACIÓN GIGANTE .............................................................................. 196 19.2.1 AFLORAMIENTOS. .......................................................................... 196 19.2.2 LITOLOGÍA. ...................................................................................... 196 19.2.3 GEOMORFOLOGÍA. ......................................................................... 197 19.2.4 ESPESORES. ................................................................................... 197 19.2.5 EDAD Y CORRELACIÓN. ................................................................. 197 19.2.6 RELACIONES ESTRATIGRÁFICAS. ................................................ 197

19.3 LAHAR DE ALTAMIRA ................................................................................ 197 19.3.1 AFLORAMIENTOS. .......................................................................... 197 19.3.2 LITOLOGÍA. ...................................................................................... 198 19.3.3 GEOMORFOLOGÍA. ......................................................................... 198 19.3.4 ESPESORES. ................................................................................... 198 19.3.5 EDAD. ............................................................................................... 198 19.3.6 RELACIONES ESTRATIGRÁFICAS. ................................................ 198 19.3.7 GÉNESIS. ......................................................................................... 199

19.4 FORMACIÓN GUACACALLO ...................................................................... 199 19.4.1 AFLORAMIENTOS. .......................................................................... 199 19.4.2 LITOLOGÍA. ...................................................................................... 199 19.4.3 GEOMORFOLOGÍA: ......................................................................... 200 19.4.4 ESPESORES: ................................................................................... 200 19.4.5 EDAD: ............................................................................................... 200 19.4.6 RELACIONES ESTRATIGRÁFICAS. ................................................ 200 19.4.7 GÉNESIS .......................................................................................... 200

19.5 ANEXOS...................................................................................................... 201 19.6 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 205

20. CUATERNARIO CLÁSTICO .................................................................................. 206 20.1 MARCO GEOLÓGICO ................................................................................. 206


20.1.1 PLANCHA 344 - TESALIA ................................................................ 206 20.1.2 PLANCHA 366 – GARZÓN ............................................................... 210 20.1.3 PLANCHAS 367 – GIGANTE, 389 - TIMANÁ .................................... 214 20.1.4 PLANCHA 345 – CAMPOALEGRE ................................................... 217 20.1.5 PLANCHA 388 - PITALITO ............................................................... 222

20.2 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 225

21. CUATERNARIO VOLCÁNICO ............................................................................... 227 21.1 INTRODUCCIÓN ......................................................................................... 227 21.2 PLANCHA 344 TESALIA ............................................................................. 228

21.2.1 TERRAZAS PUMÍTICAS (QTP) ........................................................ 228 21.2.2 ABANICOS ANTIGUOS (Qaa) .......................................................... 229

21.3 PLANCHA 345 CAMPOALEGRE ................................................................ 231 21.3.1 TERRAZAS PUMÍTICAS (Qt). ........................................................... 231

21.4 PLANCHA 366 GARZÓN ............................................................................. 234 21.4.1 FORMACIÓN GUACACALLO (NgQvg) ............................................. 234 21.4.2 VOLCANITAS BÁSICAS (Qvb) ......................................................... 235 21.4.3 LAHAR DE ALTAMIRA (Qva) ............................................................ 237 21.4.4 TERRAZAS PUMÍTICAS (Qtp) .......................................................... 238

21.5 PLANCHA 367 GIGANTE ............................................................................ 241 21.5.1 DEPÓSITOS FLUVIOLACUSTRES (Q2fl) ........................................ 241 21.5.2 DEPÓSITOS ALUVIALES (Q2AL) Y COLUVIALES (Q2c) ................ 242 21.5.3 ABANICOS ANTIGUOS Y RECIENTES (Qab) .................................. 243

21.6 PLANCHA 388 PITALITO ............................................................................ 246 21.6.1 TERRAZAS PUMÍTICAS (Qtp) .......................................................... 246 21.6.2 VOLCANITAS BÁSICAS (Qvb) ......................................................... 247 21.6.3 TERRAZAS (Qt) ................................................................................ 249 21.6.4 CONOS Y ABANICOS ALUVIALES (Qab) ........................................ 250

21.7 PLANCHA 389 TIMANÁ .............................................................................. 250 21.7.1 BASALTOS DE ACEVEDO (Qba) ..................................................... 250 21.7.2 ABANICOS ANTIGUOS Y RECIENTES (Qab) .................................. 253 21.7.3 DEPÓSITOS ALUVIALES (Q2al) y COLUVIALES (Q2c) .................. 253

21.8 CONCLUSIONES ........................................................................................ 255 21.9 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 255

22. FALLA EL AGRADO-BETANIA ............................................................................ 256 22.1 INTRODUCCIÓN. ........................................................................................ 256 22.2 PIEDEMONTE DE LA CORDILLERA CENTRAL ......................................... 257 22.3 FALLA EL AGRADO- BETANIA ................................................................... 258 22.4 ANEXOS...................................................................................................... 261

23. FALLAS DE ITAIBE .............................................................................................. 266 23.1 FALLA DE ITAIBE ....................................................................................... 266

23.1.1 GENERALIDADES ............................................................................ 266 23.1.2 UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS AFECTADAS ........................ 267

23.2 ESTRUCTURAS ASOCIADAS .................................................................... 268 23.2.1 FALLA DE LA PLATA........................................................................ 268 23.2.2 SERRANÍA DE LAS MINAS .............................................................. 269

23.3 BIBLIOGRAFÍA. ........................................................................................... 271

24. FALLA PACARNI – SAN ANDRÉS ....................................................................... 272

13

24.1 INTRODUCCION ......................................................................................... 272 24.2 RESUMEN ................................................................................................... 273 24.3 DISCUSIÓN ................................................................................................. 275 24.4 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 276

25. FALLA DE ALGECIRAS ........................................................................................ 276 25.1 INTRODUCCIÓN ......................................................................................... 276 25.2 GEOLOGIA REGIONAL. ............................................................................. 277 25.3 TECTÓNICA. ............................................................................................... 278 25.4 CARTOGRAFÍA Y ESTRATIGRAFÍA .......................................................... 279 25.5 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 280

26. SISTEMA DE FALLAS DE CHUSMA. ................................................................... 280 26.1 DEFINICIÓN Y CARACTERÍSTICAS GENERALES. ................................... 281 26.2 INFLUENCIA DEL SISTEMA DE FALLAS DE CHUSMA EN LA ZONA DE CAMPO. ................................................................................................................. 284

26.2.1 PLANCHA 344 Y 345. ....................................................................... 284 26.2.2 PLANCHA 366. ................................................................................. 285 26.2.3 PLANCHA 388. ................................................................................. 285

27. MÉTODO ELÉCTRICO .......................................................................................... 287 27.1 ASPECTOS GENERALES. ......................................................................... 287 27.2 MÉTODOS ELÉCTRICOS ........................................................................... 291

27.2.1 MÉTODO DE RESISTIVIDAD: .......................................................... 292 27.2.2 MÉTODOS DE INTERPRETACIÓN: ................................................. 292 27.2.3 MÉTODO DE POLARIZACIÓN INDUCIDA: ...................................... 295 27.2.4 MÉTODO DE AUTO-POTENCIAL: ................................................... 295

27.3 APLICACIONES. ......................................................................................... 296 27.4 EQUIPOS .................................................................................................... 296 27.5 ZONAS DE CAMPO. ................................................................................... 297 27.6 BIBLIOGRAFÍA. ........................................................................................... 298

28. TOMOGRAFÍA ELÉCTRICA EN CAMPO .............................................................. 299 28.1 INTRODUCCIÓN. ........................................................................................ 299 28.2 EQUIPO NECESARIO. ................................................................................ 300 28.3 METODOLOGÍA. ......................................................................................... 300 28.4 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 302

29. CARTOGRAFÍA BÁSICA ...................................................................................... 303 29.1 DISPONIBILIDAD PLANCHAS A ESCALA 1: 25000 ................................... 312 29.2 VÍAS ........................................................................................................... 315

30. ANÁLISIS DE LAS LÍNEAS DE VUELO PARA LA ZONA DE CAMPO ................ 316 30.1 INTRODUCCIÓN ......................................................................................... 316 30.2 METODOLOGÍA .......................................................................................... 318 30.3 DATOS ........................................................................................................ 319 30.4 DIGITALIZACIÓN DE LAS LÍNEAS ............................................................. 323

30.4.1 MODELAMIENTO ............................................................................. 323 30.5 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 327

31. UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS ...................................................................... 327 31.1 AMBIENTE DENUDACIONAL ..................................................................... 328


31.2 AMBIENTE FLUVIAL ................................................................................... 334 31.3 AMBIENTE ESTRUCTURAL ....................................................................... 336 31.4 AMBIENTE VOLCÁNICO ............................................................................ 341 31.5 AMBIENTE CÁRSTICO ............................................................................... 345 31.6 BIBLIOGRAFÍA. ........................................................................................... 349

32. PROCESO METODOLÓGICO PARA LA ELABORACIÓN DE MAPAS GEOMORFOLÓGICOS ESCALA 1:100.000 ................................................................ 350

32.1 INTRODUCCIÓN ......................................................................................... 350 32.2 MARCO CONCEPTUAL .............................................................................. 350 32.3 MAPAS GEOMORFOLÓGICOS .................................................................. 353

32.3.1 TIPOS DE MAPAS GEOMORFOLÓGICOS ...................................... 354 32.3.2 PROCESO METODOLÓGICO .......................................................... 354

32.4 ATRIBUTOS DEL MAPA GEOMORFOLÓGICO .......................................... 355 32.5 CONCLUSIONES ........................................................................................ 357 32.6 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 357

33. CLASIFICACIÓN DE ROCAS SEDIMENTARIAS ................................................. 358 33.1 INTRODUCCIÓN ......................................................................................... 358 33.2 ESQUEMA GENERAL DE CLASIFICACIÓN PARA ROCAS SEDIMENTARIAS .................................................................................................. 358 33.3 MATERIALES TERRÍGENOS: ..................................................................... 359 33.4 MATERIALES QUÍMICOS: .......................................................................... 359

33.4.1 ALOQUÍMICOS: ................................................................................ 359 33.4.2 ORTOQUÍMICOS: ............................................................................. 360

33.5 ROCAS CLÁSTICAS: .................................................................................. 360 33.5.1 GRAVAS Y CONGLOMERADOS...................................................... 361 33.5.2 ARENITAS ........................................................................................ 362 33.5.3 LODOLITAS O LUTITAS: .................................................................. 363

33.6 ROCAS QUÍMICAS Y BIOQUÍMICAS: ........................................................ 364 33.6.1 CARBONATOS: ................................................................................ 365

33.7 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 367

34. CLASIFICACIÓN DE ROCAS ÍGNEAS ................................................................. 369 34.1 INTRODUCCIÓN ......................................................................................... 369 34.2 TIPOS DE ROCAS ...................................................................................... 370

34.2.1 LAS INTRUSIVAS O PLUTÓNICAS. ................................................. 370 34.2.2 LAS EXTRUSIVAS O VOLCÁNICAS. .............................................. 371 34.2.3 ROCAS FILONIANAS. ...................................................................... 371

34.3 PRINCIPALES ROCAS ÍGNEAS ................................................................. 372 34.3.1 GRANITO. ......................................................................................... 372 34.3.2 RIOLITA ............................................................................................ 373 34.3.3 BASALTO ......................................................................................... 374 34.3.4 SIENITA ............................................................................................ 376 34.3.5 GABRO ............................................................................................. 377 34.3.6 DIORITA ........................................................................................... 378 34.3.7 GRANODIORITA .............................................................................. 379 34.3.8 DACITA ............................................................................................. 380 34.3.9 ANDESITA ........................................................................................ 381

34.4 CARACTERIZACIÓN TEXTURAL ............................................................... 382 34.4.1 FANERÍTICAS (DE GRANO GRUESO) ............................................ 382

15

34.4.2 AFANÍTICAS (DE GRANO FINO) ..................................................... 382 34.4.3 PORFÍDICAS. ................................................................................... 383 34.4.4 VÍTREA. ............................................................................................ 383 34.4.5 PIROCLÁSTICA. ............................................................................... 384 34.4.6 PEGMATÍTICA. ................................................................................. 384

34.5 COMPOSICIÓN ÍGNEA ............................................................................... 384 34.5.1 ÁCIDAS............................................................................................. 385 34.5.2 INTERMEDIOS ................................................................................. 385 34.5.3 BÁSICOS .......................................................................................... 386 34.5.4 ULTRABÁSICOS .............................................................................. 386

34.6 OBSERVACIONES Y CARACTERÍSTICAS RELEVANTES ........................ 388 34.7 CLAVES EN CAMPO................................................................................... 389 34.8 ASOCIACIÓN DE ROCAS CON CUERPOS ÍGNEOS DE LA ZONA ........... 391 34.9 TABLAS DE CLASIFICACIÓN. .................................................................... 393 34.10 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 402

35. CLASIFICACIÓN DE ROCAS METAMÓRFICAS .................................................. 404 35.1 RESUMEN ................................................................................................... 404 35.2 OBJETIVO ................................................................................................... 405 35.3 INTRODUCCIÓN ......................................................................................... 405 35.4 CRITERIOS DE CLASIFICACIÓN PROPUESTOS POR LA SCMR ............ 406

35.4.1 TERMINOLOGÍA USADA EN CARACTERÍSTICAS MINERALÓGICAS Y TEXTURALES. ............................................................................................ 406 35.4.2 ESQUEMA DE NOMBRES COMPUESTOS ..................................... 406 35.4.3 NOMBRES ESPECÍFICOS ............................................................... 407

35.5 NOMBRES ESPECÍFICOS DE ACUERDO A LOS GRUPOS COMPOSICIONALES ............................................................................................ 407

35.5.1 ROCAS METAMÓRFICAS CUARZO- PELÍTICAS ............................ 407 35.5.2 ROCAS METAMÓRFICAS CUARZO-FELDESPÁTICAS .................. 407 35.5.3 ROCAS METAMÓRFICAS CARBONÁTICAS ................................... 408 35.5.4 ROCAS METAMÓRFICAS MÁFICAS ............................................... 408 35.5.5 ROCAS METAMÓRFICAS ULTRAMÁFICAS ................................... 408

35.6 TERMINOLOGÍA BASADA EN LA NATURALEZA DEL PROTOLITO (PREFIJOS META-, ORTO-, PARA) ...................................................................... 408 35.7 TERMINOLOGÍA BASADA EN CONDICIONES DE METAMORFISMO ...... 409

35.7.1 PRESIÓN, TEMPERATURA Y GRADO ............................................ 409 35.8 ESQUEMA RECOMENDADO POR LA SCMR- IUGS ................................. 410

35.8.1 NOMBRES RAÍZ RECOMENDADOS ............................................... 411 SISTEMÁTICOS ............................................................................................. 411

NOMBRE RAIZ ESPECÍFICO ................................................................................ 411 35.9 PROCEDIMIENTO PARA NOMBRAR UNA ROCA METAMÓRFICA .......... 411 35.10 CLASIFICACIÓN DE ROCAS CATACLÁSTICAS- NOMBRES ESPECÍFICOS414 35.11 BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................ 415 35.12 ANEXOS...................................................................................................... 416

35.12.1 ANEXO 1: GLOSARIO DE TERMINOS Y NOMBRES DE ROCAS METAMORFICAS ........................................................................................... 416

36. BIBLIOGRAFÍA GENERAL ................................................................................... 422


Lista de tablas

Tabla 1. Genalidades del Macizo de Garzón y las Migmatitas de Florencia. ................................................. 32

Tabla 2. Datos Radiométricos. Rodríguez et al. (2002). ................................................................................... 35

Tabla 3. Nomenclatura litoestratigráfica de la Formación Payandé descrita por varios autores. .................. 44

Tabla 4. Análisis petrográfico del Monzogranito de Algeciras. Tomado de Caicedo, Morales, Nuñez y

Velandia, 2001. ................................................................................................................................................ 51

Tabla 5. Rocas piroclásticas de la Formación Saldaña. Fuente: RODRÍGUEZ, G; ZAPATA, G; VELASQUEZ, M.E;

COSSIO, U; LONDOÑO, A.C. Levantamiento Geológico Planchas 367 Gigante, 368 San Vicente del Caguán,

389 Timaná, 390 Puerto Rico, 391 Lusitania (parte noroccidental) y 414 El Doncello. Escala 1:100000.

Memoria Explicativa. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, Noviembre de 2003. ..................................... 88

Tabla 6. Descripción litológica de las Rocas Sedimentarias de Monte Frío según Rodríguez & Rodríguez

(1995). .............................................................................................................................................................. 90

Tabla 7. Compilación histórica Formación Caballos parte media o Formación El Ocal. ...............................144

Tabla 8. Compilación histórica Formación Tetuán. ........................................................................................146

Tabla 9. Compilación histórica Formación Hondita y Formación Loma Gorda. .............................................148

Tabla 10. Compilación histórica Grupo Olini. .................................................................................................151

Tabla 11. Nomenclaturas que se han propuesto para el VSM, especialmente a lo que se le ha llamado

“Grupo o Formación Villeta” (Guerrero et al., 2000). ....................................................................................159

Tabla 12. Litologia Grupo Honda. ..................................................................................................................195

Tabla 13. Litologia Formacion Gigante. .........................................................................................................196

Tabla 14. Características principales del Sistema de Falla de Chusma en la zona de campo. .......................282

Tabla 15. Categorías de métodos geoelectricos. ...........................................................................................288

Tabla 16. Conductividad y resistividad de materiales. ...................................................................................291

Tabla 17. Planchas de la Zona de trabajo. .....................................................................................................312






Tabla 23. Líneas de vuelo para las planchas 388, 389, 366, 367, 344 y 345..................................................319

Tabla 24. Ambientes Morfogenéticos. ...........................................................................................................351

Tabla 25. Rangos de intervalos de altura o relieves relativos. .......................................................................356

Tabla 26. Rangos de inclinación de la ladera. ................................................................................................356

Tabla 27. Rango de longitud de la ladera. .....................................................................................................356

Tabla 28. Forma de las crestas y valle. ..........................................................................................................356

Tabla 29. Rango de forma de la ladera. .........................................................................................................356

Tabla 30. Escala de tamaño de grano. Imagen tomada de: NICHOLS, G. (2009): Sedimentology and

stratigraphy. Willey Blackwell. Oxford, pp 432. .............................................................................................361

Tabla 31. Clasificacion de gravas y conglomerados. Imagen tomada de: PETTIJOHN, F., et al. (1972): Sand

and sandstone. Springer-Verlag, New York. 16, pp. 618. ..............................................................................362

Tabla 32. Clasificación de rocas sedimentarias: lodolitas. Imagen tomada de: PETTIJOHN, F. J., P. E. POTTER,

AND R. SIEVER. 1972. Sand and sandstone. Springer-Verlag, New York. xvi 329 p .......................................364

17

Tabla 33. Clasificación textural de las calizas según Folk. Imagen tomada de: FOLK, R. L. 1980. Petrology of

Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Company. p.145. ...........................................................................365

Tabla 34. Clasificación textural de las calizas según Folk. Imagen tomada de: FOLK, R. L. 1980. Petrology of

Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Company. p.145. ...........................................................................366

Tabla 35. Clasificación textural de las calizas según Folk. Imagen tomada de: FOLK, R. L. 1954, J. Geol., p

345 .................................................................................................................................................................366

Tabla 36. Clasificación textural de calizas según Dunham. Imagen tomada de: DUNHAM, R. J. 1962.

Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In W. E. Ham (ed), Classification o

carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologist Memoir 1, Tulsa, Okla., p. 63. ...................367

Tabla 37. Clasificación textural de calizas según Dunham. Imagen tomada de: DUNHAM, R. J. 1962.

Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In W. E. Ham (ed), Classification o

carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologist Memoir 1, Tulsa, Okla., p. 63. ...................367

Tabla 38. Clasificación composicional de las rocas ígneas y sus minerales característicos. Tomado de:

http://www.pdv.com/lexico/museo/rocas/introduccion.htm. ......................................................................387

Tabla 39. Clasificación granulométrica de piroclastos unimodales y bien calibrados (schmid, 1981). Tomado

de https://petroignea.wordpress.com/tiposrocosos/clasificacion/rocas-piroclasticas/ ...............................389

Tabla 40. Clasificación de Rocas Ígneas según el contenido de cristales. Tomado de:

http://www.rena.edu.ve/cuartaEtapa/cienciasTierra/Tema5.html. .............................................................393

Tabla 41. Clasificación de Rocas Ígneas según Minerales, Color y Textura Tomado de:

http://slideplayer.es/slide/2353002/. ...........................................................................................................395

Tabla 42. Clasificación de Rocas Ígneas según. Tomado de:

http://www.monografias.com/trabajos68/clasificacion-rocas/image009.jpg. ............................................397

Tabla 43. Clasificación de rocas Ígneas según Color y Textura. Tomado de: http://e-ducativa.catedu.es/. .399

Tabla 44. Tabla Para la Determinación Macroscópica de las Rocas Comunes. Tomado de:

http://www.pdv.com/lexico/museo/rocas/clasificacion.htm. ......................................................................400

Tabla 45. Clasificación Textural de Rocas Piroclasticas. ................................................................................402


Lista de Figuras.

Ilustración 1. Ubicación del Macizo de Garzón. Restrepo & pace (2006). ....................................................... 30

Ilustración 2. Extensión de las Migmatitas de Florencia. Rodríguez et al. (2002). .......................................... 30

Ilustración 3. Afloramientos de las Migmatitas de Florencia. Rodríguez et al. (2002). ................................... 33

Ilustración 4. Condiciones de metamorfismo. Tomado de Serc.carlton.edu. ................................................... 34

Ilustración 5. Memoria explicativa - Geología de las planchas 367 Gigante, 368 San Vicente del Caguan, 389

Timana, 390 Puerto Rico, 391 Lusitania (parte noroccidental) Y 414 El Doncello, Ingeominas. Por Gabriel

Rodríguez, Gilberto Zapata, Marta Edith Velázquez, Ubaldo Cossio y Ana Cristina Londoño. ........................ 37

Ilustración 6. Trazado aproximado del Complejo Aleluya. Tomado de Google Earth. ..................................... 40

Ilustración 7. Mapa de distribución geográfica. Tomado de los levantamientos geológicos de las planchas

322 Santa María, 323 Neiva y 344 Tesalia. (El Complejo Aleluya está identificado como Pϵa). ..................... 41

Ilustración 8. Geología de la Plancha 344-Tesalia, escala 1:100.000 con los afloramientos del Grupo

Payandé: Formación Saldaña (Js), Formación Payandé (Trp) y Formación Luisa (Trl). .................................... 47

Ilustración 9. Ubicación y localización de las planchas 345 y 365 del Departamento del Huila. Tomado de

Caicedo, Morales, Nuñez y Velandia, 2001. ..................................................................................................... 50

Ilustración 10. Plancha 345 - Campoalegre en el Departamento del Huila, Colombia. Tomado de Caicedo,

Morales, Nuñez y Velandia, 2001. La unidad litodémica de color rosado que tiene elongación NE-SW es el

Monzogranito de Algeciras. ............................................................................................................................. 52

Ilustración 11. Principales vías, municipios y cuerpos de agua sobresalientes en la plancha 345 de

Campoalegre en el Departamento del Huila, Colombia. Tomado de Caicedo, Morales, Nuñez y Velandia,

2001. ................................................................................................................................................................ 53

Ilustración 12. Planchas Geológica 344 Tesalia y 366 Garzón, georefrerenciadas en Google Earth, Nótese

resaltado el Batolito de Ibagué. ....................................................................................................................... 56

Ilustración 13. Figura 39. Diagrama de STRECKEISEN con la composición litológica del Batolitilo de Ibagué,

tomado de la memoria explicativa de la Plancha 344 – Tesalia, MARQUINEZ, C., MORALES A, C., CAICEDO A,

J. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, 2002. ............................................................................................ 58

Ilustración 14. Planchas Geológica 345 Campoalegre y 367 Gigante, georefrerenciadas en Google Earth,

Nótese resaltado el Monzogranito de Algeciras (color rosado). ...................................................................... 59

Ilustración 15. Diagrama de STRECKEISEN con la composición litológica del Monzogranito de Algeciras,

tomado de la memoria explicativa de la Plancha 367 – Gigante, RODRÍGUEZ, G et al. Servicio Geológico

Colombiano. Bogotá, 2003. ............................................................................................................................. 60

Ilustración 16. Plancha Geológica 367 Gigante, georefrerenciadas en Google Earth, Nótese resaltado el

Monzogranito de el astillero y la morfología de colinas suaves. ..................................................................... 62

Ilustración 17. Plancha Geológica 367 Gigante, georefrerenciadas en Google Earth, Nótese resaltado el

Monzogranito de Las Minas y la morfología de colinas suaves al igual que en el Monzogranito del Astillero.

......................................................................................................................................................................... 63

Ilustración 18. Localización de las planchas 344, 345, 366, 367, 388 y 389 en Colombia. .............................. 64

Ilustración 19. Mapa de la distribución de la Cuarzomonzodiorita de Teruel (Jt) en la Plancha 345 (Derecha).

Mapa Geológico en el que se observa el contacto fallado (Falla de Upar) con la Formación Seca (Kpgs) y el

Grupo Oliní (Ko) y el contacto discordante con la Formación Caballos (Kc). INGEOMINAS. ........................... 66

Ilustración 20. Mapa de la distribución del Granito de Garzón en la Plancha 366 (Izquierda). Mapa Geológico

366 (Derecha). ................................................................................................................................................. 67

Ilustración 21. Contacto entre la Formación Saldaña y el Granito de Garzón en la Vereda de Riecitos. ......... 68

Ilustración 22. Mapa Geológico 366-Granito de Altamira se encuentra resaltado. ........................................ 68

19

Ilustración 23. Mapa de la distribución de la Cuarzomonzodiorita de Sombrerillos y el Granito de Altamira en

la plancha 388. El triangulo en la figura indica la posición del Granito de Altamira el resto de cuerpo

intrusivos (Ri) corresponden a la Cuarzomonzodiorita de Sombrerillos. Los cuerpos de color aguamarina

corresponden a la Formación Saldaña (T2Jsal). La figura muestra el camino de San Agustín a Pitalito donde

se presenta una buena exposición de la Cuarzomonzodiorita de Sombrerillos. .............................................. 70

Ilustración 24. Mapa geológico plancha 344 tesalia donde se identifican las zonas de contacto entre rocas

Jurásicas y Cretácicas. ...................................................................................................................................... 73

Ilustración 25. Mapa geológico plancha 345 Campo Alegre donde se identifican las zonas donde hay rocas

Jurásicas en contacto con rocas Cretácicas. .................................................................................................... 74

Ilustración 26. Mapa geológico plancha 366 donde se identifican las zonas donde hay rocas Jurásicas en

contacto con rocas Cretácica. .......................................................................................................................... 75

Ilustración 27. Mapa geológico plancha 367 donde se identifican las zonas donde hay rocas Jurásicas en

contacto con rocas Cretácicas. ........................................................................................................................ 76

Ilustración 28. Mapa geológico plancha 388 donde se identifican las zonas en las cuales hay contactos de

rocas jurásicas con rocas cretácicas. ............................................................................................................... 77

Ilustración 29. Mapa geológico plancha 389 donde se identifican las zonas en las cuales hay contactos de

rocas jurásicas con rocas cretácicas. ............................................................................................................... 78

Ilustración 30. Localización Geográfica General (A); Semidetallada (B) y Detallada (C) de los afloramientos

descritos (Tomado de Mojica et al 1988). ........................................................................................................ 80

Ilustración 31. Localización Formación El Hígado en la plancha 366 – Garzón (Velandia et al. 2001). ........... 81

Ilustración 32. Columna Estratigráfica generalizada de la Formación El Hígado (Tomada de Caicedo 2002) 83

Ilustración 33. Tobas Líticas de la Formación Saldaña (Plancha 389 Timaná). ............................................... 86

Ilustración 34. Columna estratigráfica Rocas Sedimentarias de Monte Frío según Rodríguez & Rodríguez

(1995). .............................................................................................................................................................. 89

Ilustración 35. Plancha Geológica 344 Tesalia, escala 1:100.000. Nótese en los recuadros de color rojizo las

diferentes localidades por las que aflora la Formación Saldaña en una tonalidad rosada oscura. La

Formación Saldaña de encuentra intruida por el Batolito de Ibagué (de color rosado pálido) como se puede

observar en los cuadros 1 y 4, así como puede estar en contacto fallado contra el batolito por medio de la

Falla de la Plata. La Formación Saldaña infrayace discordantemente las formaciones Yaví y Caballos de edad

cretácica al occidente de Tesalia en el Anticlinal de Nátaga (Cuadro no. 3), así como también en el Anticlinal

de la Hocha (Cuadro no. 5). (MARQUINEZ, C et al. 2002). ............................................................................... 97

Ilustración 36. Mapa de las Formaciones Luisa (azul muy oscuros), Payandé (azul oscuro) y Saldaña (azul

claro) con el trazo de drenajes (líneas azules), carreteras pavimentadas de dos o más vías (línea gris gruesa),

carreteras sin pavimentar de vía angosta (líneas grises delgadas), cabeceras municipales y corregimientos o

inspecciones de policía. Se logra reconocer la Formación Saldaña en el núcleo del anticlinal de Nátaga por la

vía que comunica los municipios de Nátaga, Paicol y Tesalia (Cuadrantes G5 Y G6), el municipio de Rionegro

(cuadrante 6C). También está bien expuesta sobre la carretera que de Pacarní conduce a Íquira (D8).

(MARQUINEZ, C et al. 2002). ........................................................................................................................... 98

Ilustración 37. . Mapa de las Formación Saldaña (de color azul claro). También pueden verse las vías de

acceso (líneas de color gris oscuro gruesas) y los ríos (líneas azul oscuro). La represa de Betania se

representa mediante un achurado. La Formación Saldaña aflora por la vía hacia Yaguará en el norte y hacia

la región central por la vía Campoalegre hacia El Hobo. (VELANDIA, F et al. 2002). ...................................... 99

Ilustración 38. Plancha Geológica 345 Campoalegre, escala 1:100.000 en el sector noroeste hacia la falla de

la Boa donde la Formación Saldaña (señalada mediante líneas rojas) está en contacto discordante con


sedimentos recientes que cubren la falla mencionada. También se logra ver el contacto dicordante con la

Formación Caballos de nomenclatura Kc y de coloración verde. (VELANDIA, F et al. 2002). ........................100

Ilustración 39. Plancha Geológica 345 Campoalegre, escala 1:100.000 en la región central de la plancha. La

Foracipon Saldaña (delineada de rojo) presenta contactos tanto intrusivos como fallados con el

Monzogranito de Algeciras (de color rosado en la plancha) como con Rocas del Cretácico y rocas de la

Formación Gigante (de color amarillo). (VELANDIA, F et al. 2002). ...............................................................101

Ilustración 40. Presencia de la Formación Saldaña señalada de color azul para la plancha 366 Garzón cuyos

afloramiento pueden verse en las veredas de La Argentina, El Desengaño y El Encanto (cuadrantes 1 – 2 – 3

F), El Pital y El Agrado y el Chorrillo (cuadrantes 4 y 5 D). También se puede observar en el Cerro el Grifo (6H)

así como por la quebrada El Avispero (cuadrante 2C). En el mapa se señalan algunos municipios y vías de

comunicación (interlineado de color negro). (VELANDIA, F et al. 2002). .......................................................102

Ilustración 41. Geología de la Plancha 366 Garzón en la zona oeste donde aflora la Formación Saldaña (de

color rosa pálido) ocupando el 60 % de la Serranía de las Minas. Se observan contactos fallados con las

Migmatitas de Las Minas (de color café en la región central), contactos discordantes con la Formación El

Hígado (de color morado) y las Calizas y Arenitas de la Batalla (de color lila) en el cuadro con el no. 1 y

contactos intrusivos en el noreste con el Monzodiorita de Astillero (cuadro no. 2) y al sureste con el

Monzogranito de Altamira (cuadro no. 3). (VELANDIA, F et al. 2002). ..........................................................103

Ilustración 42. Plancha Geológica 367 Campoalegre, escala 1:100.000 en el sector noroeste de la misma. La

Formación Saldaña (de color rosado pálido y con nomenclaruta TJsal) se encuentra intruido por el Granito

de Altamira y cubierto por sedimentos del Cuaternario. (RODRÍGUEZ,G et al. 2003). ..................................104

Ilustración 43. Hidrografía e infraestructura en la Plancha 367 Gigante donde se observan carreteras y los

ríos y quebradas. La posible vía por la cual se podría acceder a la Formación Saldaña podría ser la que va

desde el municipio de Gigante hacia el sur. (RODRÍGUEZ,G et al. 2003) .......................................................104

Ilustración 44. Afloramiento de rocas del Triásico Jurásico para la Plancha 388 Pitalito con representación de

la red hidrográfica en líneas continuas y las vías principales en tenues líneas punteadas. La Formación

Saldaña está señalada con la nomenclatura Js y las rocas ígneas intrusivas están señaladas como Ri. Como

vías de acceso a afloramientos de la Formación Saldaña encontramos las vías Pitalito – Salado Blanco (12 C

y D), Pitalito y la inspección de policía La Laguna (11C y D), Pitalito – Mocoa (8H y 9H), Bruselas – Palestina

(9G) y Bruselas – Palmar Criollo – Vereda Criollo (8 E – F – G). (CÁRDENAS, J et al. 1998) ...........................105

Ilustración 45. Geología de la Plancha 388 Pitalito, escala 1:100.000 de la Formación Saldaña encerrados en

recuadros de color rojizo. La formación la cual tiene color rosa pálido se encuentra intruida por la

Cuarzomonzonita de Sombrerillos (cuadro no. 4 en la parte sur central y 2) y por el Granito de Altamira

(cuadro no. 4 al SE). Al sur de Palestina, las tobas de la Formación Saldaña están cubiertas

discordantemente por Arenitas de la misma formación se encuentran separadas por una superficie de

erosión. Está en contacto fallado con la Formación Lodolitas y Calizas de Granadillo (cuadro no. 3 y 2).

(CÁRDENAS, J et al. 1998) ..............................................................................................................................106

Ilustración 46. Geología de la Plancha 389 Timaná, escala 1:100.000 con los correspondientes afloramientos

de la Formación Saldaña. La formación está en contacto con el Neis de Guapotón Mancagua y el Granito y

Granofels del Recreo (ambos de colores ocres) (cuadro no. 4). Presenta contactos fallado con las rocas de la

Formación Gigante (cuadro no.3). Se encuentra en posición discordante con respecto a las formaciones

Caballos y Loma Gorda y Hondita (cuadro no. 1). Está intruida por el Granito de Altamira (cuadro no. 2).

(RODRÍGUEZ,G et al. 1998). ...........................................................................................................................107

Ilustración 47. Hidrografía e infraestructura en la Plancha 389 Timaná donde se observan carreteras y los

ríos y quebradas. Las posibles vías por la cuales se puede acceder a la Formación Saldaña son la vía Suaza

Acevedo y la que se dirige hacia Timaná. (RODRÍGUEZ,G et al. 2003). .........................................................108

21

Ilustración 48. Planchas geológicas para el sector del VSM. Aproximadamente 1/3 del Cretácico (verde)

corresponde a las formaciones Hondita y Loma Gorda. ................................................................................117

Ilustración 49. Columna estratigráfica de las formaciones Hondita y Loma Gorda levantada por Mendivelso

(1993) en el sector de la Quebrada Itaibe......................................................................................................118

Ilustración 50. Columna estratigráfica de la Formación Loma Gorda y el tope de la Formación Hondita,

detallando la distribución del contenido fósil de la parte inferior de Loma Gorda (Patarroyo 2011). ..........120

Ilustración 51. Columna estratigráfica general del Grupo Oliní y La Formación La Tabla. Tomado de:

Memoria Explicativa de la Plancha 344 Tesalia. ............................................................................................123

Ilustración 52. Columna estratigráfica de la Formación Lidita Superior y la Formación La Tabla. Tomado de:

Memoria Explicativa de la Plancha 345 CAMPOALEGRE. ..............................................................................133

Ilustración 53. Distribución del Grupo Oliní y la Formación La Tabla en la Plancha 344 TESALIA. ...............134

Ilustración 54. Distribución geográfica del Grupo Oliní y la Formación la Tabla en la Plancha 345

CAMPOALEGRE. .............................................................................................................................................135

Ilustración 55. Distribución geográfica del Grupo Oliní y la Formación La Tabla en la Plancha 366 GARZON.

.......................................................................................................................................................................137

Ilustración 56. Distribución geográfica del Grupo Oliní y la Formación La Tabla al noroeste de la Plancha 389

TIMANA. .........................................................................................................................................................138

Ilustración 57. Distribución geográfica del Grupo Oliní y Formación La Tabla en el área al este del Municipio

de Acevedo en la Plancha 389 TIMANA. ........................................................................................................139

Ilustración 58. Contornos marinos para la cuenca marina del NW de SA durante el albiano medio a tardío,

tomado de Villamil (1996) y Etayo et al.(1969). ............................................................................................142

Ilustración 59. Sección por el anticlinal de Chicuambe, área de Ortega. Tomado de Guerrero et al. (2000).

.......................................................................................................................................................................147

Ilustración 60. Imagen tomada de la memoria explicativa plancha 388 Pitalito: Rsc: Formación Caballos y

Formación Hondita - Loma Gorda. ................................................................................................................152

Ilustración 61. Imagen tomada de la memoria explicativa plancha 344 Tesalia: Kc: Formación Caballos....153

Ilustración 62. Imagen tomada de la memoria explicativa plancha 366 Garzón: Kc= Formación Caballos, Kh=

Formación Hondita, Kl= Formación Loma Gorda, Ko= Grupo Olini, Kt= Formación La Tabla. .......................154

Ilustración 63. Imagen tomada de la memoria explicativa plancha 344 Tesalia: Kh-Kl: Formaciones Hondita y

Loma Gorda, Ko-Kt: Grupo Olini y Formación La Tabla .................................................................................155

Ilustración 64. Plancha geológica indicando los afloramientos de la Formación Seca. Adaptado por Blandón

& Beltrán de Plancha 344 - Tesalia. (Marquínez et al., 2002) .......................................................................163

Ilustración 65. Distribución geográfica de la Formación Seca, principales municipios y drenajes, vías

carreteables marcadas en color gris grueso y vías sin pavimentar marcadas en color café. Adaptado por

Blandón & Beltrán de Memoria explicativa Plancha 344 - Tesalia. (Gómez, 1998). ......................................164

Ilustración 66. Plancha geológica 345 Campoalegre indicando los afloramientos de la Formación Seca.

Adaptado por Blandón & Beltrán de Plancha 345 - Campoalegre. (Velandia et al., 1999). .........................166

Ilustración 67. Distribución geográfica de la Formación Seca (color café oscuro), principales municipios y

drenajes, vías carreteables marcadas en color gris grueso y vías sin pavimentar marcadas en color café.

Adaptado por Blandón & Beltrán de Memoria explicativa Plancha 345 - Campoalegre. (Morales, et al.,

2001). .............................................................................................................................................................167

Ilustración 68. Plancha geológica 366 Garzón indicando los afloramientos de la Formación Seca. Adaptado

por Blandón & Beltrán de Plancha 366 - Garzón. (Rodriguez, et al., 1998). ..................................................168


Ilustración 69. Distribución geográfica de la Formación Seca (color café oscuro), principales municipios y

drenajes, vías carreteables marcadas en color gris grueso y vías sin pavimentar marcadas en color café.

Adaptado por Blandón & Beltrán de Memoria explicativa Plancha 366 - Garzón. (Velandia, et al., 2001). 169

Ilustración 70. Plancha 367-Gigante aumentada indicando la sección aflorante de la Formación Seca (K2E1).

.......................................................................................................................................................................170

Ilustración 71. Mapa de distribución de rocas sedimentarias del cretácico y paleógeno. (Ingeominas, 2002).

Adaptado por Blandón & Beltrán de Memoria explicativa Plancha 388 - Pitalito. (Cárdenas, et al., 2002). 171

Ilustración 72. Plancha 389-Timaná (Ingeominas 1998) indicando la sección aflorante de la Formación Seca

(K2E1) limitada por la Falla de Altamira hacia el Este y en la Anticlinal de La Esperanza hacia el Oeste. ....172

Ilustración 73. Plancha 389-Timaná (Ingeominas, 1998) indicando la parte aflorante de la Formación Seca

hacia el sector del valle del río Suaza. ...........................................................................................................173

Ilustración 74. Secuencia estratigráfica de las formaciones cretácicas y terciarias en el sector del Valle

Superior del Magdalena y su respectiva nomenclatura. Adaptado por Blandón & Beltrán de Plancha 344 -

Tesalia. (Marquínez et al., 2002). ..................................................................................................................174

Ilustración 75. Mapa generalizado Valle Superior del Magdalena, tomado de Franklyn B. Van Houten and

Russell B. Travis - V 52, N°-4 (Abril, 1963). .....................................................................................................177

Ilustración 76. Columna estratigráfica de las Formaciones del Cenozoico, Valle Superior del Magdalena,

tomado de Franklyn B. Van Houten and Russell B. Travis - V 52, N°-4 (Abril, 1963). ....................................179

Ilustración 77. Afloramiento de La Formación Seca en la plancha 344 Tesalia. ............................................184

Ilustración 78. Imagen de afloramiento del Grupo Chicoral y las formaciones Potrerillo y Doima en el

Sinclinal de Tesalia, Plancha 344. ..................................................................................................................185

Ilustración 79. Afloramientos de Rocas del Cretácico en la Plancha 345, Campo Alegre. .............................186

Ilustración 80. Afloramientos de Rocas del Cenozoico en Plancha 345, Campo Alegre. ................................187

Ilustración 81. Afloramiento de Rocas Cretácicas en la Plancha 366, Garzón. .............................................188

Ilustración 82. Afloramiento de Rocas Cenozoicas de la Plancha 366, Garzón. .............................................189

Ilustración 83. Afloramiento de Rocas Cenozoicas al Suroriente de la Plancha 367, Gigante. ......................190

Ilustración 84. Distribución de Rocas Sedimentarias del Cretácico y Paleógeno en la Plancha 388, Pitalito.

.......................................................................................................................................................................191

Ilustración 85. El área de estudio abarcará las planchas 344-Tesalia. 345-Campoalegre, 366-Garzón, 367-

Gigante, 388-Pitalito y 389-Timaná. ..............................................................................................................194

Ilustración 86. PLANCHA 344-TESALIA ...........................................................................................................201

Ilustración 87. PLANCHA 345-CAMPOALEGRE. ..............................................................................................202

Ilustración 88. PLANCHA 366-GARZÓN (SOLO CENOZOICO). ........................................................................202

Ilustración 89. PANCHA 367- GIGANTE. .........................................................................................................203

Ilustración 90. PLANCHA 388-PITALITO (LAHAR DE ALTAMIRA). ...................................................................203

Ilustración 91. PLANCHA388-PITALITO (FORMACIÓN GUACACALLO)............................................................204

Ilustración 92. PLANCHA 389- TIMANÁ. ........................................................................................................204

Ilustración 93. Plancha Geológica 344 Tesalia, escala 1:100.000. Nótese en los recuadros de color rojizo las

diferentes localidades donde hay depósitos de sedimentos diferenciados según su génesis y caracteírsticas

morfológicas. En el cuadro uno se identifican depósitos de coluvión asociados a la falla de La Plata y la falla

de Taibe. El cuadro 2 hace referencia a Mesetas producto del depósito y posterior disección de lahares

antiguos. (MARQUINEZ, C et al. 2002)...........................................................................................................208

Ilustración 94. Perfil geológico de la Plancha Geológica 344 Tesalia, escala 1:100.000. Se observa depósitos

de sedimentos cubriendo discordantemente unidades Neógenas; mesetas producto del depósito y posterior

disección de abanicos antiguos. (MARQUINEZ, C et al. 2002). ......................................................................209

Ilustración 95. Mapa de distribución de depósitos cuaternarios (MARQUINEZ, C et al. 2002). ....................209

23

Ilustración 96 Mapa de distribución de depósitos cuaternarios (MARQUINEZ, C et al. 2002).......................211

Ilustración 97. Geología de la Plancha 366 Garzón. Nótese en los recuadros de color rojizo las diferentes

localidades donde hay depósitos de sedimentos diferenciados según su génesis y caracteírsticas

morfológicas. En el cuadro uno se identifican depósitos de coluvión asociados al sitema de fallas. El cuadro 2

hace referencia a Mesetas producto del depósito y posterior disección de lahares antiguos. (VELANDIA, F et

al. 2002). ........................................................................................................................................................213

Ilustración 98. Perfil geológico de la Plancha Geológica 366 Garzón, escala 1:100.000. Se observa depósitos

de sedimentos cubriendo discordantemente unidades Neógenas y Paleógenas; mesetas producto del

depósito y posterior disección de abanicos antiguos. (VELANDIA, F et al. 2002) ..........................................214

Ilustración 99. Plancha Geológica 367 Gigante escala 1:100.000 en el sector noroeste de la misma. La

Formación Saldaña se encuentra cubierta por sedimentos del Cuaternario. (RODRÍGUEZ,G et al. 2003) ....216

Ilustración 100. Perfil geológico de la Plancha Geológica 367 Gigante, escala 1:100.000. Se observa

depósitos de sedimentos cubriendo discordantemente unidades Neógenas Cretácicas y parte del

Proterozoico; mesetas producto del depósito y posterior disección de abanicos antiguos. . (RODRÍGUEZ, G et

al. 2003) .........................................................................................................................................................216

Ilustración 101. Geología de la Plancha 389 Timaná, escala 1:100.000 con los correspondientes

afloramientos de la Formación Saldaña. La formación está en contacto con el Neis de Guapotón Mancagua

y el Granito y Granofels del Recreo (ambos de colores ocres) (cuadro no. 4). Presenta contactos fallado con

las rocas de la Formación Gigante. Se encuentra en posición discordante con respecto a las formaciones

Caballos y Loma Gorda y Hondita (RODRÍGUEZ, G et al. 1998). ....................................................................217

Ilustración 102. Mapa de distribución de depósitos cuaternarios (MARQUINEZ, C et al. 2002). ..................219

Ilustración 103. Plancha Geológica 345 Campoalegre, escala 1:100.000 en la región central de la plancha.

(VELANDIA, F et al. 2002). ..............................................................................................................................221

Ilustración 104. Perfil geológico de la Plancha Geológica 345 Campoalegre, escala 1:100.000. Se observa

depósitos de sedimentos cubriendo discordantemente unidades Neógenas y Paleógenas; mesetas producto

del depósito y posterior disección de abanicos antiguos. (VELANDIA, F et al. 2002).....................................221

Ilustración 105. Geología de la Plancha 388 Pitalito, escala 1:100.000. (CÁRDENAS, J et al. 1998). ............223

Ilustración 106. Perfil geológico de la Plancha Geológica388 Pitalito, escala 1:100.000. Se observa depósitos

de sedimentos cubriendo discordantemente unidades Jurásicas y Triásicas; mesetas producto del depósito y

posterior disección de abanicos antiguos (CÁRDENAS, J et al. 1998) ............................................................225

Ilustración 107. Distribución de terrazas pumíticas en la plancha 344 Tesalia (Maquínez et al. 2002). ......228

Ilustración 108. Localización de abanicos antiguos para la plancha 344 Tesalia limitados por cuadros rojos

(Maquínez et al. 2002). ..................................................................................................................................230

Ilustración 109. Localización de terrazas pumíticas limitadas por cuadros rojos hacia el noroeste de la

plancha 345 Campoalegre (Velandia et al. 2002). .........................................................................................231

Ilustración 110. Distribución de abanicos antiguos para la plancha 345 Campoalegre (Velandia et al. 2002).

.......................................................................................................................................................................233

Ilustración 111. Distribución de Formación Guacacallo se restringe al oeste de la plancha 366 Garzón. La

ubicación está limitada a los cuadros de color rojo (Velandia et al. 2002). ..................................................234

Ilustración 112. Las Volcanitas Básicas se restringen a una pequeña área al noroeste de la plancha 366

Garzón como se muestra en el cuadro rojo (Velandia et al. 2002). ...............................................................236

Ilustración 113. Localización del Lahar de Altamira limitado por un recuadro de color rojo sobre la plancha

366 Garzón (Velandia et al. 2002). ................................................................................................................237

Ilustración 114. Distribución de terrazas pumíticas hacia el sur de la plancha 366 Garzón (Velandia et al.

2002). .............................................................................................................................................................238


Ilustración 115. Sección estratigráfica Terraza Pumítica Puente San Esteban, Río Magdalena (Velandia et al.

2002). .............................................................................................................................................................240

Ilustración 116. Localización de los depósitos fluviolacustres marcados por los recuadros de color rojo en la

plancha 367 Gigante (Rodríguez et al. 2010). ...............................................................................................242

Ilustración 117. Ubicación de los depósitos aluviales en la plancha 367 Gigante marcada por lo cuados de

color rojo (Rodríguez et al. 2010). .................................................................................................................243

Ilustración 118. Depósitos coluviales localizados en recuadros rojos para la plancha 367 Gigante (Rodríguez

et al. 2010). ....................................................................................................................................................244

Ilustración 119. Los depósitos coluviales recientes y antiguos son marcados en los cuadros rojos de la

plancha 367 Gigante (Rodríguez et al. 2010). ...............................................................................................245

Ilustración 120 Localización de las terrazas Pumíticas en la plancha 388 Pitalito (Cárdenas et al. 2010). ...246

Ilustración 121. Localización de volcanitas básicas en plancha 388 Pitalito en cuadros de color rojo

(Cárdenas et al. 2010). ...................................................................................................................................248

Ilustración 122. Localización de terrazas (Qt) en recuadros de color rojo, mientras que los azules limitan

zonas con conos y abanico aluviales en la plancha 388 Pitalito (Cárdenas et al. 2010). ...............................250

Ilustración 123. Localización de Basaltos de Acevedo hacia el suroeste de la plancha 389 Timaná marcada

por recuadro rojo (Rodríguez et al. 2010). .....................................................................................................251

Ilustración 124. Localización de abanicos recientes y antiguos marcados en cuadros rojos para la plancha

389 Timaná (Rodríguez et al. 2010). ..............................................................................................................253

Ilustración 125. Localización de depósitos aluviales limitados en cuadros rojos y depósitos coluviales en color

azul. Ambos se encuentran hacia la parte noreste de la plancha 389 Timaná (Rodríguez et al. 2010)........254

Ilustración 126. Esquema estructural del departamento del Huila. Velandia et al. (2001). ..........................259

Ilustración 127. Planchas que contienen la falla Agrado-Betania, con su trazado. .......................................261

Ilustración 128. Falla el Agrado-Betania en la Plancha 323 Neiva. ...............................................................262

Ilustración 129. Falla el Agrado-Betania en la Plancha 345 CampoAlegre ...................................................263

Ilustración 130. Falla el Agrado-Betania en la Plancha 344 Tesalia. .............................................................264

Ilustración 131. Falla el Agrado-Betania en la Plancha 366 Garzón. .............................................................265

Ilustración 132. Perfil geológico tomado de la Plancha 366 - Garzón, donde se muestra la Falla de La Plata,

el Valle del Río La Plata, la Falla de Itaibe y las unidades relacionadas. Ji = Batolito de Ibagué, Js = Formación

Saldaña, Kc = Formación Caballos, Kh = Formación Hondita, Kl = Formación Lomagorda, Ko-Kt = Grupo Oliní

- Formación La Tabla, KPgs = Formación Seca, Pgp-b = Formaciones Palermo y Baché, Pgt = Formación

Tesalia. (Ferreira P., et al. 1998) ....................................................................................................................267

Ilustración 133. Plancha 344 Tesalia - Formación Coquiyú. En el cuadrado violeta se muestra el trazo de la

Falla de Itaibe y su relación con la Falla de La Plata, así como su cambio en el rumbo (NE en el cuadrante H4

y NW en el cuadrante F4). (Marquínez, G.,et al., 2002).................................................................................269

Ilustración 134. Plancha 366 - Garzón. Regiones Tectónicas y Estructuras Geológicas de la zona.(Ferreira P.,

et al. 1998) .....................................................................................................................................................270

Ilustración 135. Esquema estructural del departamento del Huila donde se muestran los 4 bloques

tectónicos y geomorfológicos desde el bloque de la cordillera central, el piedemonte y valle del magdalena

hasta la cordillera oriental evidenciando las principales fallas. ....................................................................273

Ilustración 136. Parte de Norte de la plancha 366 de Garzón donde se muestra el trazado de la falla de San

Andrés desde su inicio en la falla de Las Minas cerca a la vereda Las Minas. Así mismo se muestran las

demás fallas importantes de la zona y estructuras destacadas. ...................................................................274

Ilustración 137. . Imagen de la plancha geológica 344 de Tesalia en donde se muestra el trazado de la falla

de Pacarni junto con el de la falla de la plata al occidente. Así mismo se resaltan las demás fallas y

estructuras geológicas de la zona. .................................................................................................................275

25

Ilustración 138. Localización de Sistema de Fallas Algeciras. .......................................................................277

Ilustración 139. Reportes de sismicidad relacionados al sistema de fallas. ...................................................278

Ilustración 140. Marco tectónico asociado al sistema de fallas. (Velandia et al 2003). ................................279

Ilustración 141. Plancha 345 Campoalegre. ..................................................................................................279

Ilustración 142. Ubicación general en el departamento de Huila del Sistema de Fallas de Chusma. Tomado

de: Velandia, F., Nuñez, A., Martinez, G. (2001): Memoria explicativa mapa geologíco de partamento del

Huila, Escala 1:300.000, Versión digital 2010. Ingeominas, Bogotá. .............................................................281

Ilustración 143. Falla de La Plata de la Plancha 388, inferida debido a la cubierta de ignimbritas Tomado de:

Cárdenas, J., Nuñez, A., Fuquen, J. (1998): Geología de la plancha 388 Pitalito, Escala 1:100.000, Versión

digital 2010. Ingeominas, Bogotá. .................................................................................................................283

Ilustración 144. Corte geológico mostrando la relación entre el Batolito de Ibagué y la Formación

SaldañaTomado de: Marquínez, G., Morales, J., Nuñez, A. (2006): Geología de la Plancha 344 Tesalia. Escala

1:100.000, versión digital 2010. Ingeominas, Bogotá. ..................................................................................284

Ilustración 145. Corte geológico de la Plancha 366, Tomado de: Velandia, F., Ferreira, P., Rodríguez, G,

Nuñez, A. (1998): Geología de la plancha 366 Garzón, escala 1:100.000, Versión digital 2010. Ingeominas,

Bogotá. ..........................................................................................................................................................285

Ilustración 146. Corte Geologico de la Plancha 388, inferida debido a la cubierta de ignimbritas. Tomado de:

Cárdenas, J., Nuñez, A., Fuquen, J. (1998): Geología de la plancha 388 Pitalito, Escala 1:100.000, Versión

digital 2010. Ingeominas, Bogotá. .................................................................................................................286

Ilustración 147. Corte geológico de la Plancha 388, Tomado de: Cárdenas, J., Nuñez, A., Fuquen, J. (1998):

Geología de la plancha 388 Pitalito, Escala 1:100.000, Versión digital 2010. Ingeominas, Bogotá. .............287

Ilustración 148. Grafica de resistividad. .........................................................................................................289

Ilustración 149. Resistividad de las diferentes rocas, minerales y químicos. .................................................290

Ilustración 150. Montaje del equipo de campo. ............................................................................................291

Ilustración 151. Configuraciones de los electrodos. ......................................................................................292

Ilustración 152. Esquema de funcionamiento del método.............................................................................293

Ilustración 153. Apertura de los electrodos AB ..............................................................................................293

Ilustración 154. Corte electro-estratigráfico. .................................................................................................294

Ilustración 155. Configuración del método de calicatas. ...............................................................................294

Ilustración 156. Mecanismo de auto-potencial de un yacimiento de pirita. ..................................................295

Ilustración 157. Equipos método de campo geoelectrica. .............................................................................296

Ilustración 158. Fallas asociadas a la zona de campo. ..................................................................................297

Ilustración 159. Carreteras (Red Nacional Vial) Zona de campo. ..................................................................298

Ilustración 160. Equipo necesario. .................................................................................................................300

Ilustración 161. Arreglo de tendido para prospección. (http://www.medinaelvira.org/intervenciones/74/dia-

6-(13-de-julio). ...............................................................................................................................................301

Ilustración 162. Instrumentos usados en la prospección. (Tomado y modificado de Instruction manual

Terrameter SAS 1000). ...................................................................................................................................301

Ilustración 163. Tomado de PORRES. B., 2006 ...............................................................................................302

Ilustración 164. Mapa general. .....................................................................................................................303

Ilustración 165. Planchas topográficas que cubren las poblaciones base de la práctica y el área de estudio.

.......................................................................................................................................................................304

Ilustración 166. Planchas 344 Teruel, Iquira, Pacarní, Tesalia, Paicol, Belalcazar. .......................................305

Ilustración 167. Planchas 344 Teruel, Iquira, Pacarní, Tesalia, Paicol, Belalcazar. .......................................305

Ilustración 168. Plancha 345 Yaguará, Hobbo, Campoalegre, Algeciras. .....................................................306


Ilustración 169. Yaguará, Hobbo, Campoalegre, Algeciras. ..........................................................................307

Ilustración 170. Garzón, Agrado, El Pital, La plata, La Argentina. .................................................................307

Ilustración 171. Garzón, Agrado, El Pital, La plata, La Argentina. .................................................................308

Ilustración 172. Plancha 367 Gigante. ...........................................................................................................309

Ilustración 173. Plancha 367 Gigante. ...........................................................................................................309

Ilustración 174. Plancha 388 Pitalito, San Agustin, San José, Palestina, Saladoblanco, Bruselas. ................310

Ilustración 175. Plancha 388 Pitalito, San Agustin, San José, Palestina, Saladoblanco, Bruselas. ................310

Ilustración 176. Plancha 389 Timaná, Guadalupe, Suaza, Acevedo. .............................................................311

Ilustración 177. Plancha 389 Timaná, Guadalupe, Suaza, Acevedo. .............................................................311

Ilustración 178. Cobertura Víal Primaria. Ministerio de Transporte 2007. ...................................................315

Ilustración 179. Planchas topográficas 1:100000 numero: 388, 389, 366, 367, 344 y 345 ubicadas al sur del

departamento del Huila. Realizadas con el buscador de mapas de: http://www.igac.gov.co/igac. .............317

Ilustración 180. Correspondencia de las planchas de los históricos y las planchas topográficas: O-6 (388-solo

la parte inferior); O-7 (366 y 388); N-8 (345 y 367); N-7 (344- solo la parte inferior). Realizadas con el

buscador de mapas de: http://www.igac.gov.co/igac. .................................................................................318

Ilustración 181. Mapa de líneas de vuelo. .....................................................................................................323

Ilustración 182. Buffer (tomada desde ArcGIS). .............................................................................................324

Ilustración 183. Lineas de vuelo de la zona de campo, tomada desde Google Earth. ...................................324

Ilustración 184. Lineas de vuelo del la zona de campo. Realizada por el autor (tomada desde ArcGIS). ......326

Ilustración 185. Cerro remanente o relicto (Dcrem). .....................................................................................328

Ilustración 186. Colina residual (Dcr) .............................................................................................................329

Ilustración 187. Cono de Talus (Dct) ..............................................................................................................329

Ilustración 188. Cono flujo de detritos (Dfe) ..................................................................................................330

Ilustración 189. Cono o lóbulo de deslizamiento traslacional (Ddtr): ............................................................331

Ilustración 190. Escarpe de erosión mayor (Deem). ......................................................................................331

Ilustración 191. Ladera erosiva (Dle). ............................................................................................................332

Ilustración 192. Lomo denudado (Dlde). ........................................................................................................333

Ilustración 193. Planicie (Dp). ........................................................................................................................333

Ilustración 194. Sierra residual (Dsr). .............................................................................................................334

Ilustración 195. Abanico fluviotorrencial (Faa). .............................................................................................335

Ilustración 196. Cauce aluvial (Fca). ..............................................................................................................336

Ilustración 197. Laderas estructurales sinclinales ..........................................................................................336

Ilustración 198. Ladera estructural y de contrapendiente anticlinal .............................................................337

Ilustración 199. Clase de relieve monoclinal determindas en base a rangos de buzamiento de los estratos de

rocas duras (p.e. caliza, arenisca) (adaptado de Viers 1967.) .......................................................................338

Ilustración 200. Ladera estructural y contrapendiente. .................................................................................339

Ilustración 201 Escarpe de línea de falla. ......................................................................................................340

Ilustración 202. Lomos de falla: .....................................................................................................................340

Ilustración 203. Espolón festoneado. .............................................................................................................341

Ilustración 204. Caldera. ................................................................................................................................342

Ilustración 205. Campo de hummocks. ..........................................................................................................342

Ilustración 206. Cono de escoria o cono de ceniza Edificio volcánico. ...........................................................343

Ilustración 207. Estratovolcán ó cono compuesto. ........................................................................................343

Ilustración 208. Manto de piroclastos. ..........................................................................................................344

Ilustración 209. Maar.....................................................................................................................................345

Ilustración 210. Lapiaces o Lenares ...............................................................................................................346

27

Ilustración 211. Uvala. ...................................................................................................................................346

Ilustración 212. Poljes. ...................................................................................................................................347

Ilustración 213. Valle ciego. ...........................................................................................................................347

Ilustración 214. Surgencia. .............................................................................................................................348

Ilustración 215. Talud por disolución. ............................................................................................................348

Ilustración 216. Torres carsticas ....................................................................................................................349

Ilustración 217. Esquema de jerarquización geomorfológica propuesto para INGEOMINAS Carvajal, (2008)

en SGC (2012). ...............................................................................................................................................352

Ilustración 218. Esquema de jerarquización geomorfológica basado en INGEOMINAS Carvajal, (2008) en

SGC (2012). ....................................................................................................................................................353

Ilustración 219. DEM Plancha 279 Departamento del Valle del Cauca – Dagua. ..........................................355

Ilustración 220. Mapa de pendientes Plancha 279 Departamento del Valle del Cauca – Dagua. .................355

Ilustración 221. Clasificación de rocas sedimentarias. Imagen tomada de: FOLK, R. (1980): Petrology of

Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Company. p.7 ................................................................................359

Ilustración 222. Nomenclatura para los sedimentos terrígenos que contienen partículas tamaña grava,

arena y lodo. Imagen tomada y modificada de: FOLK, R. (1954): J. Geol., pp. 344-359. ..............................363

Ilustración 223. Observación de granito en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de:

http://www.slideshare.net/Lau-kaisha/gua-de-rocas. ..................................................................................373

Ilustración 224. Observación de Riolita en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de:


Ilustración 225. Observación de Basalto en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de:


Ilustración 226. Observación de Sienita en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de:


Ilustración 227. Observación de Gabro en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de:


Ilustración 228. Observación de Diorita en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de:


Ilustración 229. Observación de Granodiorita en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado

de: http://www.slideshare.net/Lau-kaisha/gua-de-rocas. ............................................................................379

Ilustración 230. Observación de granito en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de:


Ilustración 231. Observación de Andesita en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de:


Ilustración 232. Cuadros de Determinación Porcentual de los Minerales Presentes en una Roca Tomado de:

http://www.pdv.com/lexico/museo/rocas/introduccion.htm. ......................................................................388

Ilustración 233. Serie de cristalización de Bowen. Tomado de: http://slideplayer.es/slide/2353002/. ........394

Ilustración 234. Cuadro de clasificación por medio de Minerales Predominantes. Tomado de:

ccnn2esovillavicar.wordpress.com/2012/02/06/imagenes-de-rocas. ...........................................................396

Ilustración 235. Triangulos de Clasificación de Rocas Igneas Intrusivas. Tomado de:

explorock.wordpress.com. .............................................................................................................................398

Ilustración 236. Cuadro de Rocas Ígneas por Textura Tomado de:

ccnn2esovillavicar.wordpress.com/2012/02/06/imagenes-de-rocas. ...........................................................401


Ilustración 237. Tomado de Petrología Metamórfica, Universidad de Granada, R. L. Torres Roldán et al.

Esquema, nomenclatura y distribución en el espacio P-T de las facies metamórficas más comunes (basado

en Smulikowsky et al., 2002 y Spear, 1993). ..................................................................................................410

Ilustración 238. Tomado de la SCMR. ............................................................................................................411

Ilustración 239. Tomado, How to name a metamorphic rock, IUGS-SCMR. ..................................................413

Ilustración 240. Clasificación de Rocas Cataclásticas. Higgins, 1971. ...........................................................414

29

1. MACIZO DE GARZÓN-MIGMATITAS DE FLORENCIA

Deisy Alejandra Acuña Poveda

Néstor Alfredo Cano Hernández

1.1 MACIZO DE GARZÓN

Se ubica en el sector suroriental de la Cordillera Oriental, en los departamentos de Huila,

Caquetá y Putumayo. Este cuerpo se compone de rocas ígneas, sedimentarias y

metamórficas de alto grado, y tiene una orientación NNE-SSW.

Kroonenberg (1982 a), subdivide las rocas Proterozoicas del Macizo en Grupo Garzón y

Granitos de Guapotón y Mancagua. Más tarde Rodríguez (1995 a), introducida la unidad

Granito de Anatexis de El recreo. Seguidamente, Rodríguez, G. et al. (2002), propone el

nombre de Complejo Garzón, en lugar de Grupo Garzón, y Granito-Granofels de El

Recreo, para sustituir

1.1.1 COMPLEJO GARZÓN

Es la principal unidad aflorante en el Macizo de Grazón. Se subdivide dos unidades

ligadas genéticamente, que son Migmatitas de Florencia y Granito-Granofels de El

Recreo. Las Migmatitas de Florencia: afloran en las planchas 366 Garzón, 367 Gigante,

368 San Vicente del Caguán, 389 Timaná, 390 Puerto Rico, 391 Lusitania y 414 El

Doncello. Por su parte el Granito-Granofels de El Recreo: presente en la carretera

Garzón-San Guillermo, en los alrededores del corregimiento de El Recreo, plancha 366

Garzón.


Ilustración 1. Ubicación del Macizo de Garzón. Restrepo & pace (2006).

1.2 MIGMATITAS DE FLORENCIA

Es un cuerpo de roca alargado en dirección NNE-SSW, que abarca un área aproximada

de 100.000km^2. Se extiende desde la Cuchilla El Picacho, en el Departamento del

Caquetá, hasta cercanías del municipio de Mocoa, Departamento del Putumayo. Está

limitado al oriente por el Sistema de Fallas del Borde Llanero, y al occidente por la Falla

de Suaza-Algeciras. Rodríguez, G. et al. (2002), proponen la carretera Altamira-Florencia

como la sección tipo e la unidad.

Ilustración 2. Extensión de las Migmatitas de Florencia. Rodríguez et al. (2002).

31

AUTOR AÑO OBSERVACIÓN EDAD

Grosse 1935 Anfibolitas, neises, granitos lenticulares y

pegmatitas. Arcaica

Royo y Gomez 1942 Neises y rocas graníticas. Pre-

Terciarias

Trumpy 1943

Neises feldespáticos alcalinos y biotíticos,

cortados por diques de pegmatitas y diques de

inyección irregulares.

Olsson 1956 Correlación del basamento del Macizo de

Garzón con el Escudo de Guayana. Precambrica

Radelli 1962 Divide el Macizo de Garzón en migmatitas y

anatexitas.

Kroonenberg 1980

Mármoles y rocas calcosilicatadas dentro de las

migmatitas (facies anfibolita alta) granulita

protolito sedimentario.

Álvarez 1981

Macizo de Garzón fue metamorfoseado (facies

granulita), conformado por granulitas

charnoquíticas félsicas, granulitas básicas,

neises cuarzofeldespáticos migmatíticos,

anfibolitas piroxénicas y rocas ultramáficas.

Rb/Sr 1.180

Ma

Kroonenberg 1982

Subdivide las rocas precámbricas que afloran

en el Macizo de Garzón en el Grupo Garzón y

los granitos de Guapotón y Mancagua.

Kroonenberg 182

Correlaciona las rocas metamórficas que

afloran en el Macizo de Garzón con las rocas

que afloran en la Sierra Nevada de Santa

Marta.

Priem et al. 1989

Tres eventos metamórficos en el Macizo de

Garzón, uno de 1,6 Ga (Neises de Guapotón-

basamento), 1,2 Ga (Grupo Garzón) y 850Ma

(pegmatitas).

Rodríguez 1995 Separa del Macizo de Garzón: el Grupo

Garzón, los neises de Mancagua y Guapotón, y

una nueva unidad Granito de Anatexis de El


Tabla 1. Genalidades del Macizo de Garzón y las Migmatitas de Florencia.

Esta unidad se compone de una amplia gama de litologías, cuya principal característica

es la presencia de estructuras migmatíticas. Las migmatitas se dividen en leucosoma

(neosoma), mesosoma y melanosoma (paleosoma). El leucosoma se caracteriza por

presentar tonos claros y apariencia de roca ígnea plutónica; por su parte en el

melanosoma predominan las tonalidades oscuras y sus propiedades son de roca

metamórfica.

MELANOSOMA

Compuesto por anfibolitas, granulitas máficas, granulitas ultramáficas y rocas

calcosilicatada.

LEUCOSOMA

Presenta granofels, neises, granolitas y granulitas charnoquíticas (jotunitas, enderbitas,

charnoquitas, mangeritas).

Recreo.

INGEOMINAS &

GEOESTUDIOS 2000

Dividen el Grupo Garzón en las Granulitas del

Vergel, Neis Las Margaritas, Neis del Toro y

proponen para el Granito de anatexis de El

Recreo el nombre de Neis del Recreo.

Memoria

explicativa 389-

Timaná, 414-

Doncello

2003

Se propone cambiar el nombre de Grupo

Garzón por el de Complejo Garzón. Se

considera que el macizo metamórfico de

Garzón está conformado por las unidades Neis

de Guapotón - Mancagua y el Complejo

Garzón. El Complejo Garzón constituye la

principal unidad, se propone dividirlo en dos

unidades Migmatitas de Florencia y Granito-

Granofels del El Recreo. Se descartan las

denominaciones de Neis del Toro, Neis de Las

Margaritas y Granulitas del Vergel.

33

Ilustración 3. Afloramientos de las Migmatitas de Florencia. Rodríguez et al. (2002).

Las Migmatitas de Florencia están localmente cortadas por venas y diques pegmatíticos,

cuya composición es de cuarzo, plagioclasa, feldespato alcalino mesopertítico y biotita.

CONDICIONES DE METAMORFISMO

La mayor parte de la unidad fue sometida a condiciones de las facies granulita. Hacia la

parte NE (Plancha 368 y parte de la Plancha 391), se da la transición de facies granulita

a anfibolita alta, hacia el NE desaparecen por completo las litologías con Opx. La

asociación Spl-Qz localizada en el flanco occidental de las Migmatitas de Florencia,

indica condiciones de temperatura cercana a 850ºC; y la asociación

Plg+Cpx+Gr+Hbl±Qz, presente en algunas anfibolitas, podría indicar condiciones de baja

a media presión (4 a 7 Kbar), ver la ilustración 4.


Ilustración 4. Condiciones de metamorfismo. Tomado de Serc.carlton.edu.

1.3 EDAD DE LA UNIDAD

Priem et al. (1989), separa tres eventos metamórficos en el Macizo de Garzón: un

primero de 1,6Ga representado por el Neis de Guapotón y Mancagua, uno segundo de

1,2Ga asociado al Complejo Garzón, y un tercero caracterizado por la presencia de

pegmatitas de 850Ma (Tabla 2).

1.4 CONTACTOS

El contacto occidental está definido por la Falla de Suaza-Algeciras, la cual separa las

Migmatitas de la Formación Saldaña, el Monzogranito de Algeciras y las unidades

sedimentarias del Cretácico, Paleógeno y Neógeno. En este sector aflora también el

Granito de Garzón. Con el Neis de Guapotón-Mancagua, según Velandia et al. (1996), y

Rodríguez, G. et al. (1996), es fallado en el sector noroccidental; por su parte

Kroonenberg (1982a), lo describe concordante.

El Granito-Granofels de El Recreo representa el frente más avanzado de migmatización,

donde la anatexis predomina, por lo cual se considera un contacto transicional entre

ambas unidades.

En el flanco oriental de la Cordillera Oriental, el límite es inconforme entre las

sedimentitas de la Formación Pepino y el Grupo Orito, y las Migmatitas de Florencia.

35

Tabla 2. Datos Radiométricos. Rodríguez et al. (2002).


2. GRANITO – GRANOFELS DEL RECREO Y NEIS DE GUAPOTÓN

– MANCAGUA.

María Daniela Reyes Garzón

Andrés Felipe González Durán

2.1 GRANITO – GRANOFELS DE EL RECREO.

El Granito - Granofels de El Recreo se refiere a un cuerpo ígneo y metamórfico que

alcanzó las fases de anatexia. Fue definido inicialmente por Rodríguez (1995) entre

la Carretera Garzón - San Guillermo dentro de la plancha 366. Esta unidad recibió

varios nombres debido a su cambios estructurales y litológicos en la unidad, como

Granito de Anatexis de El Recreo (Rodiguez, 1995), Granito de El Recreo

(Velandia, 1996) y Neis del Recreo (INGEOMINAS & GEOESTUDIOS, 2000).

Composicionalmente el Granito - Granofels de El Recreo es una unidad granítica

con bandas migmatiticas y estructuras nebulíticas de granulitas. Su origen es

metamórfico, a partir de neises, granulitas y granofels que se formaron por

procesos de anatexia, generando la recristalización y textura granular. Presenta

colores rosas, rojos y blancos con texturas granoblásticas y granulares.

Mineralógicamente, predomina el feldespato potásico, cuarzo gris y la plagioclasa

blanca, también se evidencian restitas de clino y ortopiroxeno, el mineral máfico

más importante es la biotita con inclusiones de esfena y rutilo. Respecto a su edad,

se asumen las mismas edades a partir de dataciones en migmatitas del Complejo

Garzón, ya que las relaciones de campo indican que hace parte de este grupo.

Se puede observar esta unidad principalmente hacia los alrededores de El Recreo,

en la quebrada Aguacaliente y en el cruce de la carretera Garzón - San Ignacio.

También aflora en las planchas 367 y 389 al oriente de El Recreo y cerca de

Miraflores. El contacto con las Migmatitas de Florencia es transicional al

desaparecer el bandeamiento por la homogeneización del Complejo Garzón y con

las Granulitas de El Vergel el contacto es fallado (INGEOMINAS &

GEOESTUDIOS, 2000) por la Falla Resinas hacia el lado oriental, planchas 367 y

390.

2.2 NEIS DE GUAPOTÓN – MANCAGUA.

El Neis de Guapotón - Mancagua consta de tres cuerpos metamórficos con

estructura néisica augen, de formas elongada en dirección noreste suroeste. Dos

de estos cuerpos fueron inicialmente descritos por Kroonenberg (1982) y son el

37

Granito de Guapotón y el Granito de Mancagua. El tercer cuerpo fue incluido por

Ingeominas y Geoestudios (2000), este se encuentra separado de los demás

debido a procesos tectónicos que repiten la secuencia metamórfica del Macizo de

Garzón. Respecto a este tercer cuerpo, se reconoce su similitud litológica con los

otros dos cuerpos anteriores descritos por Kroonenberg, pero se desconocen los

contactos y solo se tiene un control hacia el sur.

Respecto a los cuerpos definidos inicialmente por Kroonenberg, Garzón y Velandia

et al. (1996) y Rodríguez et al. (1996) los denominaron el Neis de Guapotón.

GEOESTUDIOS propuso extender esta denominación para los cuerpos que afloran

al sur y al norte de Altamira. Estos cuerpos son homogéneos en composición, sin

embargo, individualmente presentan cambios graduales en su contenido

mineralógico, textural y estructural. Su exposición se evidencia en el siguiente

mapa:

Ilustración 5. Memoria explicativa - Geología de las planchas 367 Gigante, 368 San Vicente del Caguan, 389 Timana, 390 Puerto Rico, 391 Lusitania (parte noroccidental) Y 414 El Doncello, Ingeominas. Por Gabriel Rodríguez, Gilberto Zapata, Marta Edith Velázquez, Ubaldo Cossio y Ana Cristina Londoño.

La litología del Neis de Guapotón - Mancagua presenta una roca característica de

color rojo a rosado moteada de negro, también presenta localmente color blanco

con moteado negro. Su textura es fanerítica de grano medio a grueso, con

estructura augen néisica y texturas granoblástica y granolepidoblástica, también

texturas migmatíticas locales. La foliación metamórfica se puede evidenciar por la

presencia de láminas de biotita y hornblenda, usualmente orientadas. La

composición de la roca tiene como minerales principales feldespato potásico de


color rojo, cuarzo, plagioclasa, biotita y anfíbol. La textura augen que puede

alcanzar hasta los 3 cm, esta localmente asociada a pirita y epidota, rodeando los

minerales félsicos que forman los lentes. También se dan venas pegmatíticas

conformadas por cristales muy gruesos de feldespato potásico rojo, cuarzo lechoso

y plagioclasa blanca.

De acuerdo a INGEOMINAS & GEOESTUDIOS (2000), la formación del Neis de

Guapotón - Mancagua se dio a partir de un protolito granítico y la estructura néisica

augen es el resultado del metamorfismo, localmente gracias a la presencia de texturas

granoblástica y granular se cree que alcanzo incluso la fusión parcial en algunos

sectores. Temporalmente las dataciones es el Neis de Guapotón - Mancagua muestran

un rango entre los 0,9 y los 1,2 Ga, lo que indica un metamorfismo asociado a la

orogenia Grenvilliana.

El Neis de Guapotón - Mancagua presenta un contacto fallado con las Migmatitas de

Florencia mediante la Falla de San Antonio. Mientras que en el lado occidental, la Falla

Algeciras - Suaza limita esta unidad con la Formación Saldaña y las unidades

sedimentarias de edad cretácica y paleógena. Al norte es intruido por el Granito de

Garzón y algunos cuerpos pequeños de pórfidos riolíticos. El Neis de Guapotón -

Mancagua alcanzó la facies anfibolita y probablemente la facies granulita, debido a

texturas simplectíticas, mirmequíticas, pertitas, antipertitas y mesopertitas. Sin embargo

no se han encontrado minerales característicos de este metamorfismo como

ortopiroxenos.

3. COMPLEJO ALELUYA.

Diego Javier Ariza Sepúlveda.

Diego Alejandro González Vargas.

3.1 GENERALIDADES.

El Complejo Aleluya fue propuesto por Ferreira et al. (2002), para denominar una

asociación de mármoles, metareniscas, cuarcitas y rocas ígneas que intruyen las rocas

metamórficas, que por sus relaciones complicadas no es posible separar

cartográficamente, y que aflora como una franja alargada de rumbo N-NE y ancho

variable al occidente de la Plancha 323 Neiva. La mejor exposición de esta unidad se

observa en la carretera Palermo - El Carmen (Huila), sector Aleluya, La Lupa y La

39

Lindosa, de donde proviene su nombre. El autor fundamenta su propuesta de utilizar este

rango para este tipo de secuencias, siguiendo las recomendaciones de la International

Subcommision on Stratigraphic Classification of IUGS (1994). Esta unidad ha recibido

otros nombres y se ha correlacionado con otras unidades litoestratigráficas,

preponderando la presencia de mármoles dentro de estas, como en varios informes

presentados al Ministerio de Minas (actual Ministerio de Minas y Energía) donde se

asocian a la formación Payandé; según Ferreira et al. (2002), en la cartografía del

INGEOMINAS (actual Servicio Geológico Colombiano) de 1989 aparece como xenolitos

que corresponderían parcialmente a la cartografía de la plancha 323 del 2002; (J.

FUQUEN, 1989) la denominan ―Mármoles y Rocas Asociadas‖. Los afloramientos del

Complejo Aleluya, en la Plancha 322 Santa María, se restringen a un pequeño sector de

aproximadamente 5,5 km2, localizado al este de Santa María; estos afloramientos son la

prolongación de la franja que viene de la Plancha 323.

3.2 EDAD Y CORRELACIÓN.

Según Gómez, 2003 se ha intentado relacionar los mármoles de esta unidad con otros

presentes en diferentes sectores del flanco este de la Cordillera Central de Colombia, y

se asume que son producto del metamorfismo de contacto de las calizas de la Formación

Payandé del Triásico o de acumulaciones calcáreas del Paleozoico. Ferreira et al. 2002

descarta estas dos posibilidades debido a la ausencia de calizas típicas de la Formación

Payandé en las áreas donde aflora la secuencia y a que en las unidades paleozoicas

reportadas en el Valle Superior del Magdalena no se encuentran evidencias de haber

sido sometidas a metamorfismo regional facies esquisto verde y, por otra parte, la

litología es marcadamente diferente; por lo tanto apunta hacia una edad Proterozoica en

lugar de Paleozoica.

Los mármoles del Complejo Aleluya se pueden correlacionar con otros mármoles

considerados del Paleozoico, en el flanco este de la Cordillera Central en los

departamentos de Tolima, Caldas y Antioquia, Estos mármoles fueron considerados del

Proterozoico (BARRERO & VESGA, 1976)). Sin embargo en estas unidades no se

encuentra evidencias importantes de haber sido sometidas a metamorfismo regional y, la

litología es diferente según Ferreira et al. 2002.

Según Silva, 2005, los mármoles del complejo aleluya son correlacionables con los

mármoles en la Formación Silgara y metasedimentos de Cajamarca-Valdivia, basado en

pruebas realizadas en isotopos de carbono y oxígeno, demostrando coetaniedad en la

depositación de estos, y señala que la edad de estos depósitos es Ediacara - Cámbrico.

3.3 DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA.

Se trata de una franja alargada en dirección N – NE, de amplitud variable, que se

extiende desde El Porvenir al occidente de PacarnÍ, pasa por los ríos Yaya y Baché,

hacia el SW, y penetra en la plancha 322 Santa María. Las rocas que conforman el


Complejo Aleluya dan topografía abrupta con escarpes muy inclinados; eventualmente se

distingue paisaje cárstico (Velandia, 2001).

En el area de la plancha 344, esta unidad aflora como pequeños xenolitos con longitudes

que no superan los 100 m y espesores no mayores de 40 m en el sector Íquira, La

Bodega y Teruel (C9, B9, B10, A10); y en forma de amplias cuñas tectónicas en el

sector de Rionegro, Yarumal y Riochiquito (B6, C6 y D6), al suroeste.

Ilustración 6. Trazado aproximado del Complejo Aleluya. Tomado de Google Earth.

3.4 CONTACTOS.

El Complejo Aleluya está en contacto fallado al oeste con hornfelsas formadas a partir de

tobas pertenecientes a la Formación Saldaña a través de la falla El Chimborazo,

mientras que hacia el este está intruido por el Batolito de Ibagué.

41

Ilustración 7. Mapa de distribución geográfica. Tomado de los levantamientos geológicos de las planchas 322 Santa María, 323 Neiva y 344 Tesalia. (El Complejo Aleluya está identificado como Pϵa).

3.5 LITOLOGÍA.

Las rocas del Complejo Aleluya exhiben metamorfismo regional en facies esquisto verde,

con metamorfismo de contacto sobreimpuesto en la facies hornfelsa - piroxeno,

producido por la intrusión del Batolito de Ibagué, como fue reconocido por (Marquinez,

Morales, & Caicedo, 2001) en la Plancha 344 Tesalia. La unidad está constituida por una

asociación de mármoles, metareniscas, cuarcitas y rocas ígneas que intruyen las rocas

metamórficas sin relación ordenada y difícil de separar cartográficamente.

MÁRMOLES.

Tienen colores variados: rosado, verde pálido, anaranjado, azuloso, blanco, gris, ardo,

negro y crema, inclusive con combinaciones blanco-pardas, crema-rosado, rosado-grises

y blanco-grises; los más comunes son los de color blanco y gris y los más escasos de

color azul, verde, rosado y pardo. Por lo regular están bien cristalizados, con tamaño de


grano medio a grueso, con predominio de este último, indiferentemente del color.

(Paulina Ferreira, 2002). Mineralógicamente constan casi que esencialmente de calcita

en dos posibles fases de cristalización como se desprende del análisis microscópico,

aunque se identificó en muestra de mano dolomita, en la mina abandonada sin nombre,

localizada al este de la cabecera municipal de Santa María (Gómez, 2003); en unos

pocos sitios se identificó escapolita, mineral indicador de metamorfismo de contacto. En

la Ilustración 7 tomada de la memoria de la plancha 323 se tienen las coordenadas de

muestras utilizadas para un análisis químico que ayuda a explicar la variedad de tonos en

los mármoles, dichas coordenadas pueden ser útiles para nosotros en campo a la hora

de localizar las rocas del complejo aleluya.

CUARCITAS Y METARENISCAS.

Son de color gris oscuro con brillo rojizo cuando hay presencia de biotita, estratificadas

en bancos potentes entre 3 y 5 m de espesor. Constan esencialmente de cuarzo y biotita;

algunas veces exhiben diópsido, plagioclasa, cuarzo, wollastonita y esfena, algunos de

ellos indicadores de una zona de contacto, facies cornubianita-piroxeno. Tanto las

cuarcitas como metareniscas muestran minerales indicadores de metamorfismo regional,

facies esquisto verde e inclusive localmente indican zona de biotita como en la Cima,

Vereda Piñuela. (Paulina Ferreira, 2002). No es posible establecer un sector de

predominio de estas rocas, ya que se observaron relacionadas con afloramientos

mayores de mármol y afectadas, en otros sitios, por diques ígneos.

ROCAS ÍGNEAS –DIQUES.

Adicionalmente, dentro del Complejo Aleluya, se identificaron dos tipos de diques; unos

rosados con textura sacaroidea y composición monzodiorítica a aplítica y otros gris

verdosos de textura faneritica fina, afaniticas y porfiriticas y composición andesitica a

dacitica. La epidotización, como proceso de alteración es común en estos diques.

(Paulina Ferreira, 2002).

Para hacernos a una idea de la apariencia y tipos de rocas se comparten imágenes

clasificatorias tomadas de la página de la USCO (Universidad Surcolombiana) del museo

geológico del petróleo de la facultad de ingeniería, dichas imágenes se espera sirvan

como guía en campo para la identificación aunque se debe tener en cuenta que sus

dataciones y algunos datos son erróneos. Principalmente la edad que les asignan.

3.6 HISTORIA GEOLÓGICA.

El protolito de estas rocas según (Paulina Ferreira, 2002), debió ser una secuencia

clástica-calcárea, con intercalaciones arenosas y lodosas (bandas biotiticas en algunas

metareniscas), Las rocas del Complejo Aleluya posteriormente debieron sufrir

metamorfismo regional en facies esquisto verde, y posterior a este metamorfismo de

contacto sobreimpuesto en la facies hornfelsa - piroxeno, producido por la intrusión del

Batolito de Ibagué, según (Marquínez, Morales, & Caicedo, 2001). El cual aflora al este, y

43

cuya apófisis se muestran como un enrejado complejo de diques que cruzó

indiscriminadamente la secuencia metasedimentaria. Adicionalmente, dentro del

Complejo intuyeron diques máficos de composición andesítica de escala decimétrica.

Adicionalmente a esto encontramos una parte clástica proveniente del complejo

caracterizada espacialmente por contener cristales de Travertino, esta forma de la unidad

no se reconoció en los afloramientos presentes en la Plancha 322.

3.7 MINERÍA.

El complejo aleluya es de gran importancia en el sector minero a través de la explotación

de canteras de las cuales se extraen mármoles y rocas calcáreas que se utilizan en la

industria cementera y de la construcción.

Los minerales carbonatados (mármol y dolomita), extraídos en el Distrito minero, se

clasifican dependiendo especialmente del color y del tamaño del producto extraído, los

cuales determinan su valor económico. Los términos empleados en cuanto al tamaño (de

menor a mayor) son tipo ripio, rajón, bola y bloque, siendo los mejor pagados en el

mercado los de mayor tamaño. Cuando su presentación es en ripio es porque su destino

será como caliza para carbonatos o para cal y las otras presentaciones se usan cuando

el mármol va con destino a corte.

Los colores del mármol varían entre rosado-mandarino, rosado claro, azul, blanco y gris

siendo los dos últimos los más comunes y de menor valor económico en el mercado el

mandarino, el azul y el blanco ofrecen excelente valor por lo exótico de sus colores, sin

embargo el azul es muy escaso.

La dolomita varía entre los colores blanco y gris y su presentación es en ripio. En

ocasiones la dolomita se vende en bloque para corte, especialmente cuando tiene una

buena proporción de carbonato, es decir no es pura.


4. GRUPO PAYANDÉ.

Mónica Marcela Terraza Velásquez Julian Oswaldo Romero Rozo

4.1 GENERALIDADES.

Hubach en 1957, denomino ―Grupo Payandé‖ a un paquete ―rocoso, litológicamente bien diferenciado, que constituye el Mesozoico pre-Cretácico de la parte Sur del borde Este de la Cordillera Central‖.

El Grupo Payandé está constituido por tres unidades litoestratigráficas:

1. Formación Luisa (Trl): Capas de limolitas y arenitas rojizas.

2. Formación Payandé (Trp): Calizas micríticas.

3. Formación Saldaña (Js): Rocas volcano-sedimentarias.

Tabla 3. Nomenclatura litoestratigráfica de la Formación Payandé descrita por varios autores.

AUTOR AÑO DESCRIPCION EDAD

Renz (en Trumpy)

1943 Hace referencia a "El Payandé", como una

secuencia marina al norte de Chaparral. Noriano (Triásico tardío)

Suescún &

Taborda 1949

Identifican 5 capas (de la A a la E) que denominaron "Series de Payandé", donde

la capa C corresponde a El Payandé definido por Renz, y la describe como

"calizas carboníferas, en parte lidítica, con intercalaciones pizarrosas, calcareas y

carboníferas".

Triásico

Nelson 1959

Primero en emplear el término "Formación Payandé". Describe esta unidad como una

secuencia de calizas frecuentemente arenosas, donde la roca puede variar de

arenisca calcárea a arenisca pura.

Triásico

Stibane 1969

En el Cerro de Neiva, denomina Payandé a una sucesión de capas de arcosas, porfiritas cuarzosas y tobas, sin la

presencia de una intercalación marina.

Triásico-Liásico

`Geyer 1973

Separa la Formación Payandé en tres segmentos: "Segmento Superior",

el "Nivel Amonítico" y el "Segmento Inferior".

Carniano-Noriano (Triásico tardío)

Escorce 1977

Al NW de Mocoa identifica como Formación Payandé a calizas

marmorizadas con intercalaciones arenosas y pelíticas.

Triásico

45

Cediel et al.

1980 Identifica 3 segmentos correlacionables a los de Geyer, y los denominó: ―Segmentos

1,2 y 3‖, del más antiguo al más joven. Carniano (Triásico tardío)

4.2 AUTOR.

Definida por Renz (en Trumpy, 1943) en donde de manera informal reconoce una

secuencia calcárea de carácter marino en la región de Payandé-Tolima. (Núñez, 2001),

Cediel et al. (1980) redefinen la Formación Payandé y la separan de la Formación Luisa y

Formación Saldaña.

4.3 LOCALIDAD TIPO.

Al norte del municipio de San Luís en las veredas Payandé, El Salitre y El Hobo, y al sur

del municipio de Rovira en las veredas El Morro y La Chapa.

Los afloramientos de la Formación Payandé se localizan en una franja estrecha, alargada

en dirección NE-SW, limitada al W por el borde oriental de la Cordillera Central, que se

extiende desde la región de Payandé-Rovira hasta unos 70 Km al S de Ataco-Chaparral.

En el margen occidental de la Cordillera Oriental, en la carretera Neiva (Loma Delgadita,

cota 1200 m) afloran en forma aislada capas de caliza gris, que por sus características

macroscópicas y especialmente por su contenido notable en nódulos de chert negro,

parecen corresponder a la Formación Payandé, y constituirían así el único afloramiento

de esta unidad más allá del margen E del río Magdalena.

4.4 SECCIÓN TIPO.

Área de Payandé – Rovira (Tolima), por las carreteras Rovira - Santa Rosa y la que

conduce al Cerro de San Antonio (5 km al NE de Rovira).

4.5 EDAD.

La edad está bien establecida, gracias al abundante contenido de fauna fósil, entre la que

sobresalen amonitas y lamelibranquios, que le permitieron a Geyer (1973) y Núñez

(2001), determinar con certeza la edad Noriano para el Segmento Intermedio, y la

posibilidad de Carniano al Segmento inferior y Retiano al Segmento Superior.

4.6 ESPESOR.

Debido a las complicadas relaciones de campo, aún no se establece con precisión el

espesor de la Formación Payandé, posiblemente los espesores varían entre 150 m y 800

m, una cifra de 650 m es la más apropiada (Mojica 1982).


4.7 CONTACTOS.

La Formación Payandé suprayace discordantemente la Formación Luisa e infrayace la

Formación Saldaña (Js), es cubierta discordantemente por las Formaciones Caballos

(Kic) y Machín (Qm), el Grupo Honda (Ngh) y el Abanico de Ibagué (Qai), y está en

contacto fallado con los Neises y Anfibolitas de Tierradentro, y las Formaciones Saldaña

(Js) y Caballos (Kic). Igualmente la Formación Payandé es intruida por el Stock de

Payandé (Jp) ocasionando el metamorfismo de las calizas y mineralizaciones ―Tipo

Skarn‖, como la que se encuentra en Mina Vieja, antigua mina de cobre, al W del centro

poblado de Payandé.


Se reconoce al norte de la población de Rionegro, por el camino que conduce de La

Copa hasta Los Caucanos, a orillas del Rio Narvaez, en los límites entre los

departamentos de Huila y Tolima, correspondiente a la Plancha 344-Tesalia.

La morfología que presenta la Formación Payandé, es de montañas escarpadas,

cubiertas por vegetación baja de pastos.

47

Ilustración 8. Geología de la Plancha 344-Tesalia, escala 1:100.000 con los afloramientos del Grupo Payandé: Formación Saldaña (Js), Formación Payandé (Trp) y Formación Luisa (Trl).

4.9 UNIDADES EQUIVALENTES.

La Formación Payandé representa el ingreso del mar durante el Triásico Superior, única

en el norte de Sur América, cuyos restos conservados se encuentran solamente en las

regiones de Ataco-Chaparral y Payandé-Rovira; posiblemente incluyan los afloramientos

de Calizas no paleozoicas en Cerro Neiva. Fuera de estas áreas no se encuentran

litofacies equivalentes ni rocas alguna que datadas directa o indirectamente pueden

asignarse al Triásico Superior.

Geyer (1982), correlaciona esta unidad con las formaciones Chambara y Utcubamba de

Perú Central y Septentrional respectivamente, y posiblemente la Formación Santiago de

Ecuador.

4.10 LITOLOGÍA.

Litológicamente la Formación Payandé se compone de un conjunto de calizas micríticas

de color gris oscuro, calizas esparíticas con estratificación masiva e intercalaciones


menores de areniscas, limolitas, arcillolitas y margas. Los afloramientos de esta

formación son muy pocos, y se describe la Formación Payandé en tres segmentos: El

Segmento Inferior (1), se encuentra constituido por calizas grises y negras en bancos

fracturados con algunos fósiles muy mal conservados; el Segmento Intermedio (2), según

Cediel et al (1980) se encuentran brechas calcáreas con buenos afloramientos sobre la

carretera a El Salado; y el Segmento Superior (3), según Cediel et al. (1980) aparecen

calizas laminares intercaladas con calizas macizas, cruzadas por venillas de calcita y

hacia el tope brechas calcáreas con guijos de 1 a 10 cm de calizas y areniscas rojizos

que marcan el inicio de la Formación Saldaña.

4.11 PALEONTOLOGÍA.

Geyer (1973), presenta un resumen de especies reportadas en trabajos anteriores y de

nuevas especies. Se pueden encontrar amonitas de los géneros: Metasibirites tolimensis

n. sp., M. annulosus, Rhabdoceras sp. ex gr. suessi; lamelibranquios como Monotis

subcircularis (Segmento Intermedio); foraminíferos bentónicos Diplotremina subangulata;

microcoprolítos de crustáceos de las especies Palaxius colombiensis n.sp., Thoronetia

quinaria, Favreina martellensis, Parafravreina thoronetensis, Palaxius triassicus, Palaxius

salataensis, Palaxius groessieri n.sp. y Payandea shastaensis; corales del genero

Calcichondrilla; corales hermatípicos, briozoos, crinoideos (Pantacrinus), gasterópodos y

restos de plantas

4.12 STOCK DE PAYANDÉ (JP)

Denominación propuesta por Barrero (1969), para denominar un cuerpo intrusivo que

aflora al oeste del centro poblado de Payandé, de donde toma su nombre. El Stock de

Payandé intruye los Neises y Anfibolitas de Tierradentro (Penat), las Formaciones Luisa

(Trl) y Payandé (Trp). Con base en sus relaciones estratigráficas, Barrero (1969) le

asigna una edad a este plutón, entre finales del Jurásico y principios del Cretáceo.

El Stock de Payandé aflora en las veredas Payandé, El Porvenir y El Salitre. Del

municipio de San Luis. Sus mejores afloramientos se encuentran sobre el río Frío y la

quebrada El Salto y sus afluentes. Macroscópicamente el Stock de Payandé es una roca

masiva fanerítica de grano medio, de color gris oscuro y moteado de negro, formada por

plagioclasa, cuarzo, feldespato potásico, hornblenda y biotita. Está conformado por un

cuerpo cuarzodiorítico intruido por una facies granodiorítica, ambas unidades

petrográficas estrechamente relacionadas en el tiempo. Mineralógicamente el plutón se

compone de plagioclasa, cuarzo, feldespato potásico intersticial, clinopiroxeno

(cuarzodiorita), ortopiroxeno (cuarzodiorita), clorita, esfena, magnetita, apatito, circón,

ilmenita, y epidota, prehnita y calcita generalmente en venas, en la granodiorita

(BARRERO, 1969). Según Barrero el stock es intruido por diques de pegmatita-aplita,

andesita-dacita y lamprófiros.

49

5. MONZOGRANITO DE ALGECIRAS

Hugo Alberto Jiménez Bahamón

Fredy Leonardo Rodríguez Tamayo

5.1 INTRODUCCIÓN

Radelli (1962) denominó Plutones de Altamira, Algeciras, Hobo y Suaza, a una serie de

cuerpos intrusivos, que afloran en el flanco occidental de la Cordillera Oriental.

Posteriormente Fuquen et al. (1989), en el Mapa geológico generalizado del

Departamento del Huila, separan varios cuerpos intrusivos del Jura-Triásico, sin

asignarles nombre.

Ferreira et al., (2002) denomina Monzogranito de Algeciras al intrusivo que aflora en el

área de estudio y que se extiende desde la quebrada Gigante (Plancha 367) hasta

cercanías del río Venado, con una longitud aproximada de 115 km y un ancho de 15km, y

que da lugar a una morfología escarpada, con drenaje dendrítico.

5.2 UBICACIÓN

El cuerpo ígneo Monzogranito de Algeciras se encuentra localizado en su mayoría sobre

la plancha 345 de Campoalegre, ilustración 9. Mientras que un fragmento de este

mismo cuerpo aflora y está cartografiada en la plancha 367 de Gigante. Ambas planchas

pertenecen al Departamento del Huila ubicado hacia el suroccidente de Colombia.


Ilustración 9. Ubicación y localización de las planchas 345 y 365 del Departamento del Huila. Tomado de Caicedo, Morales, Nuñez y Velandia, 2001.

5.3 LITOLOGÍA

Macroscópicamente las rocas que componen el Monzogranito de Algeciras son rocas

holocristalinas de color gris claro a rosado, con tamaño de grano que varía de grueso a

medio. Su composición es predominantemente de monzogranito y en menor proporción

granodioritas, granitos y dioritas como se muestra en la Tabla 4. Los monzogranitos

están constituidos mineralogicamente por cuarzo (5-17%), plagioclasa (35-60%),

feldespato alcalino (19-41%), biotita (2%), hornblenda (3%) y clinopiroxeno (2-3%).

Como accesorios se observan opacos, circón, apatito y esfena. Los minerales de

alteración más frecuentes son sericita, clorita y epidota.

51

Tabla 4. Análisis petrográfico del Monzogranito de Algeciras. Tomado de Caicedo, Morales, Nuñez y Velandia, 2001.

5.4 EDAD DE LA UNIDAD

No se tienen edades absolutas del Monzogranito de Algeciras, pero por sus relaciones estratigráficas, se asigna al Jurásico. Por su posición geotectónica es correlacionable con el Stock de Dolores, expuesto en la Plancha 283 Purificación (Cossio et al., 1995), datado por Sillitoe et al. (1982) en 166 ± 4 Ma; Guerrero & Támara (1982) reportan cifras de 176 y 182 Ma, que corresponden al Jurásico temprano a medio.

Datos aportados por Restrepo et al. (1997) confirman la existencia de un evento tectonotermal durante el Triásico-Jurásico que corresponde a la intrusión del Granito de

Suaza-Altamira de esta misma edad.

5.5 CONTACTOS

Dada la complejidad del sector donde aflora el monzogranito de Algeciras se presentan distintos tipos de contactos entre otras unidades tanto al oriente como al occidente del mismo, tal como se muestra en la ilustración 10.

Este cuerpo intrusivo se encuentra en CONTACTO FALLADO con rocas de la Formación Saldaña (Js), rocas del Cretácico sin diferenciar (K) y rocas de la Formación Gigante (Nggi) hacia el Occidente debido al Sistema de Fallas de Potrerillos.

Hacia el Oriente el contacto es FALLADO debido a la Falla de Algeciras E INTRUSIVO con respecto al Grupo Garzón (P∈gg) y DISCORDANTE con depósitos aluviales cuaternarios (Qaa1, Qaa2, Qaa3).


Ilustración 10. Plancha 345 - Campoalegre en el Departamento del Huila, Colombia. Tomado de Caicedo, Morales, Nuñez y Velandia, 2001. La unidad litodémica de color rosado que tiene elongación NE-SW es el Monzogranito de Algeciras.

5.6 VÍAS DE ACCESO

Para tener acceso al monzogranito de Algeciras hay varias vías, sin embargo la que

mejor expone este cuerpo intrusivo es la vía principal que conecta a los municipios de

Campoalegre - Algeciras, tal como se muestra en la Ilustración 11. Se toma esta vía

como la mejor ya que está construida perpendicularmente a la elongación del intrusivo;

así mismo, se aprovecha el hecho de que va paralela al río Neiva para tener un buen

avistamiento del afloramiento tanto hacia el oriente como al occidente.

53

Ilustración 11. Principales vías, municipios y cuerpos de agua sobresalientes en la plancha 345 de Campoalegre en el Departamento del Huila, Colombia. Tomado de Caicedo, Morales, Nuñez y Velandia, 2001.

5.7 BIBLIOGRAFÍA

● Caicedo, J.C.; Morales, C.J.; Nuñez, A. & Velandia, F.A.; GEOLOGÍA DE LA

PLANCHA 345 CAMPOALEGRE ESCALA 1:100.000, Memoria Explicativa, 2001.

● Fuquen, J.A. & Osorno J.F.; GEOLOGÍA DE LA PLANCHA 303 COLOMBIA

DEPARTAMENTOS DE HUILA, TOLIMA Y META ESCALA 1:100.000, Memoria

Explicativa, Bogotá, Septiembre de 2002.


● Guerrero, B.; Támara, A.; Petrografía de los intrusivos Triásico-Jurásicos y sus

relaciones con la Formación Saldaña al occidente de Dolores- Tolima. Tesis de

grado, inéd., 78 p. U. Nal. Bogotá. 1982.

● Radelli, L.; Introducción al estudio de la petrografía del Macizo de Garzón (Huila -

Colombia). U. Nal., Geol. Col., 3:17-46. Bogotá, 1962.

6. INTRUSIVOS JURÁSICOS.

Andrés Alejandro Mejía

Néstor Alejandro Novoa

6.1 RESUMEN.

Este trabajo pretende mostrar información de los intrusivos jurásicos en el departamento

del Huila enmarcados en el trabajo de campo VI en el VSM, su ubicación en las

planchas, sus definiciones edades y delimitaciones.

Palabras clave: Intrusivos Jurásicos, Departamento del Huila, Formación

Saldaña, Valle Superior del Magdalena, Colombia, Batolito de Ibagué,

Monzogranito de Algeciras, Monzodiorita del Astillero, Monzodiorita de las Minas

6.2 BATOLITO DE IBAGUÉ.

Historia: Unidad definida inicialmente definida por Hubach & Alvarado en 1932, como

Batolito del Páez, posteriormente Grosse en 1935 la definió como el Macizo de La Plata –

La Topa, Nelson en 1962 y Velandia et al (1996) lo definieron como El batolito de Ibagué.

Afloramientos y Exposición: El Batolito de Ibagué aflora en las planchas 344, 345 y

366.

En la plancha 344 – Tesalia, aflora al occidente de Itaibe, Nátaga, Pacarni, Íquira y

Teruel, y en las carreteras: La Plata – Belalcázar, Paraní – Yarunal – Rionegro, Yarval –

55

Riochiquito – Las Delicias, Ricaurte – Belalcázar – Tóez, Belalcázar –Boquerón, San

Antonio – La Ceja. Su mejor exposición se encuentra en:

• Teruel – escuela Cafuchal (Plancha 345 – Campoalegre)

• La Plata – vereda Alto Cañada (Plancha 344 – Tesalia, Plancha 366 – Garzon)

• Quebrada El Carmelo (Plancha 344 – Tesalia)

• Río Negro de Narváez (Plancha 344 – Tesalia)

• Río Chiquito (Plancha 344 – Tesalia)

6.2.1 CONTACTOS Y LÍMITES.

Límites al Oriente (Plancha 344 – Tesalia, Plancha 366 – Garzon):

Falla de La Plata (Sistema de fallas de Chusma) Dirección N20°E

Contacto al Oriente (Plancha 344 – Tesalia):

Fm. Saldaña (volcano-sedimentos)

Fm. Caballos, Fm. Hondita, Fm. Seca, Fm. Potrerillo, Fm. Doima, Fm.

Loma Gorda

Gr. Olini, Gr. Chicoral

Contacto al Occidente y Sur (Plancha 344 – Tesalia, Plancha 366 – Garzon):

Intruye al Ortogranito La Plata

Intruye a la Fm. Saldaña

Lo cubren: Fm. Guacacallo

Abanicos Aluviales


Ilustración 12. Planchas Geológica 344 Tesalia y 366 Garzón, georefrerenciadas en Google Earth, Nótese resaltado el Batolito de Ibagué.

57

LITOLOGÍA:

Clasificación: Tonalita a Monzogranito Y Cuarzomonzodiorita

Color:

Blanco – grisáceo, con moteado negro

Textura

Textura fanerítica granular: grano fino a medio, esporádicamente grueso. Textura pertítica, intercrecimiento gráfico, mirmequítico

Composición: Minerales principales: Qz (10 – 25%) Plag (50 – 80%) Fel K (5- 40%) Minerales Accesorios: Bt - Hb (5 – 10%) del total de la roca Circones, Esfena, Rutilo, Piroxeno (Augita) Minerales de Alteración: Clorita, Sericita, Epidota, Caolín, Saussurita, Hematita, Calcita Presencia de Xenolitos de mármol (Complejo Aleluya) paralela a la Falla de La Plata


Ilustración 13. Figura 39. Diagrama de STRECKEISEN con la composición litológica del Batolitilo de Ibagué, tomado de la memoria explicativa de la Plancha 344 – Tesalia, MARQUINEZ, C., MORALES A, C., CAICEDO A, J. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, 2002.

Edad: Sillitoe et al. (1982) en dataciones radiométricas a partir de K/Ar y Rb/Sr

reportan una edad de 181 ± 2 Ma. (Toarciano).

Álvarez & Linares (1983), mediante Rb/Sr reportan una edad de 186 ± 4 Ma.

(Jurásico Inferior).

Priem et al. (1989), reportan una edad de 183 ± 5 Ma. a partir de K/Ar (Jurásico

Inferior).

6.3 MONZOGRANITO DE ALGECIRAS.

Historia: Unidad definida inicialmente definida por Radelli en 1962 como Plutón de Hobon – Algeciras, en 1998, el Ingeominas (hoy SGGC) delimita el cuerpo ígneo y define la sección tipo en carretera Campoalegre – Algeciras Posteriormente Velandia et al. en 1999 lo definiría como el Batolito de Algeciras.

59

Afloramientos y Exposición: El granito de Altamira aflora en las planchas 345 y 367.

En la plancha 345 - Campoalegre, se definió la sección tipo en la carretera Campoalegre

– Algeciras; aflora también en el Rio Nevado.

Planchas 367- Gigante, aflora principalmente en las vías: Carretera El Toro – La Gran

Vía, La Gran Vía – Vereda Santa Lucia, El Recreo – Vueltas Arriba.

Contactos y Límites:

Plancha 345:

Contacto intrusivo fallado con la Fm. Saldaña.

Plancha 367:

Borde oriental, contacto fallado (Falla Algeciras) con el Complejo Garzon

Borde occidental, contacto fallado (Falla Altamira) con rocas

sedimentarias del Cretácico, Paleógeno y Neógeno.

Ilustración 14. Planchas Geológica 345 Campoalegre y 367 Gigante, georefrerenciadas en Google Earth, Nótese resaltado el Monzogranito de Algeciras (color rosado).


LITOLOGÍA:

Clasificación: Monzogranito a Granodiorita Color:

Gris con tonalidades rosadas.

Textura

Textura fanerítica Equigranular con tamaño de grano medio a grueso, holocristalina.

Composición:

Minerales principales: Qz (20 – 40%) Plag (30 – 45%) Fel K (20 - 40%) Minerales Accesorios: Bt (2 – 10%) del total de la roca Hb, Circones, Esfena y opacos Minerales de Alteración: Clorita, Sericita, Epidota.

Ilustración 15. Diagrama de STRECKEISEN con la composición litológica del Monzogranito de Algeciras, tomado de la memoria explicativa de la Plancha 367 – Gigante, RODRÍGUEZ, G et al. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, 2003.

Edad: al carecer de datos radiométricos la edad de esta unidad está dada por relaciones

estratigráficas y es correlacionable a la Cuarzomonzonita de Dolores de 166 ma.

(Jurásico Medio).

Restrepo et al. (1997) confirman un evento tectono-termal (Triásico – Jurásico).

61

6.4 MONZODIORITA DE EL ASTILLERO (JAS).

Historia: Velandia et al. en 1996 la definen la Monzodiorita de El Astillero como un cuerpo aflorante al norte de la cabecera municipal El Agrado.

Afloramientos y Contactos: La Monzodiorita de El Astillero aflora en las plancha 366, en la vía que va de Montecitos a la escuela El Astillero. Intruye rocas volcano-sedimentarias de la Fm. Saldaña, el extremo sur, es cortado por una falla de dirección NW; se encuentra cubierto por depósitos cuaternarios.

LITOLOGÍA:

Clasificación: Monzodiorita, diorita, tonalita.

Color:

Gris verdoso con tonalidades rosadas y blanco moteado con negro.

Textura

Textura fanerítica, holocristalina de grano fino a medio, esporádicamente textura porfirítica.

Composición:

Minerales principales: Qz (10 - 20%) Plag (60 – 70 %) Fel K (5 - 10%) Minerales Accesorios: Bt + Hb (4 – 6 %) Apatitos, circón y opacos. Minerales de alteración: Opacos muy Cloritizados y Epidotizados, desarrollo de Saussurita de tonalidades verdosas.

Diques y venas de Qz y Feldespato K.

Edad: al carecer de datos radiométricos la edad de esta unidad está dada por relaciones estratigráficas y es correlacionable con la Monzodiorita de Las Minas y el Batolito de Ibagué. Posiblemente, la Monzodiorita de Las Minas y Monzodiorita El Astillero sean el mismo cuerpo.


Ilustración 16. Plancha Geológica 367 Gigante, georefrerenciadas en Google Earth, Nótese resaltado el Monzogranito de el astillero y la morfología de colinas suaves.

6.5 MONZODIORITA DE LAS MINAS (JMI).

Historia: Velandia et al. en 1996 la definen la Monzodiorita de Las Minas como un cuerpo aflorante al sur del municipio de El Pital, al borde oriental de la Serranía de Las Minas.

Afloramientos y Contactos: La Monzodiorita de El Astillero aflora en las plancha 366, en la vía que va de El Pital a Tarqui. Al oriente está limitado por la falla que bordea la Serranía de Las Minas (Falla El Agrado-Betania), cabalgando sobre las rocas sedimentarias de los Grupos Honda y Chicoral, al occidente intruye las Migmatitas de Las Minas (precámbrico).

LITOLOGÍA:

Clasificación: Monzodiorita, diorita, tonalita.

Color:

Gris verdoso con tonalidades rosadas.

Textura

Textura inequigranular, hacia los bordes, texturas granular porfirítica, en la parte central es fanerítico, de grano medio, con abundantes autolitos de grano medio - fino.

63

Composición:

Minerales principales: Qz (< 20%) Plag (59 – 78%) Fel K (8 - 20%) Minerales Accesorios: Bt + Hb (4 – 6 %) Apatitos, Piroxenos y opacos

Edad: al carecer de datos radiométricos la edad de esta unidad está dada por relaciones estratigráficas y es correlacionable con el Batolito de Ibagué.

Ilustración 17. Plancha Geológica 367 Gigante, georefrerenciadas en Google Earth, Nótese resaltado el Monzogranito de Las Minas y la morfología de colinas suaves al igual que en el Monzogranito del Astillero.


7. INTRUSIVOS JURÁSICOS

Luisa Herrera Martinez

Adriana Mantilla Salas

7.1 INTRODUCCIÓN

El presente trabajo pretende realizar una descripción litológica, de correlación y

distribución de cuatro cuerpos intrusivos de edad Jurásica, los cuales afloran en el

departamento del Huila. Las bases de información son principalmente las memorias

explicativas de las planchas geológicas usadas para la Práctica de Campo VI. De cada

uno de los cuerpos se trataran los siguientes puntos clave: autores, exposición,

contactos, litología y edad.

7.2 LOCALIZACIÓN

Las planchas utilizadas (344, 345, 366, 367, 388 y 389) están localizadas al suroccidente

del país en la región andina cubren casi en su totalidad en el departamento de Huila sin

embargo abarcan una pequeña parte del departamento de Caquetá y del Cauca.

Ilustración 18. Localización de las planchas 344, 345, 366, 367, 388 y 389 en Colombia.

Figura 1. Localización de las planchas 344, 345, 366, 367, 388 y 389 en Colombia.

http://es.wikipedia.org/wiki/Regi%C3%B3n_andina_de_Colombia

65

7.3 METODOLOGÍA

Como primer paso se recopilaron todas las planchas y sus memorias

correspondientes.

Se identificó la presencia de cada uno de los cuerpos en cada plancha.

Por cada uno de los cuerpos se identificaron sus características básicas

como son: Definición, Exposición, Contactos, Litología, Edad y

Correlación.

Se compilaron todos los datos en un resumen.

Se reconoció en las planchas geológicas la extensión áreal de cada

cuerpo.

7.4 DESCRIPCIÓN DE LOS CUERPOS INTRUSIVOS

7.4.1 CUARZOMONZODIORITA DE TERUEL

Autores: Es definida en la plancha 345 (Campoalegre) por Morales et al. (1998).

Exposición: Se encuentra expuesta en el camino de la población de Teruel a Palermo,

sus mejores afloramientos se encuentran en la Vereda el Almorzadero y en la Hacienda

Miraflores. Su área en la plancha es de 13km2 conformado la cuchilla de upar en

orientación noreste. (Ilustración 19).

Contactos: Al occidente este intrusivo se encuentra en contacto discordante con la

Formación Caballos y en contacto fallado con el Grupo Oliní y la Formación Seca.

(Ilustración 19).

Litología: Tiene una composición que varía desde Cuarzomonzodiorita a

Cuarzomonzonita, con textura fanerítica gruesa. El cuarzo tiene un porcentaje menor a

30%, el feldespato potásico se presenta en menor proporción que la plagioclasa. Como

minerales máficos se presenta la Horblenda la biotita y clinopiroxeno. El intrusivo se

presenta normalmente fracturado y meteorizado. En algunas zonas pueden haber diques

afaníticos.

Adicionalmente se hacen análisis petrográficos de sección delgadas pertenecientes al

intrusivo, con las cuales se obtienen los siguientes componentes: Cuarzo (8 - 11%),

plagioclasa (46 - 54%), feldespato potásico (24 - 27%), como minerales félsicos, y

hornblenda (2%), biotita (4%) y clinopiroxeno (1-3%/22%), como máficos.

Edad: No se tienen dataciones, sin embargo se postula una edad Precrétacica,

posiblemente jurasica por estar bajo la secuencia sedimentaria de la Formación Caballos

(cretácico) en contacto discordante y por estar intruyendo a la Formación Saldaña

(Triásico-Jurasico Inferior) principalmente en la plancha 302 Aipe.


Ilustración 19. Mapa de la distribución de la Cuarzomonzodiorita de Teruel (Jt) en la Plancha 345 (Derecha). Mapa Geológico en el que se observa el contacto fallado (Falla de Upar) con la Formación Seca (Kpgs) y el Grupo Oliní (Ko) y el contacto discordante con la Formación Caballos (Kc). INGEOMINAS.

7.4.2 GRANITO DE GARZÓN

Autores: Definida por primera vez por Radelli en 1962 como ―Pequeño Plutón de

Garzón‖. Posteriormente se le asigna a este mismo cuerpo el nombre de Granito de

Garzón

Exposición: Este cuerpo aflora de manera irregular y con formas elongadas, al norte de

la Quebrada Chontaduro, extendiéndose dos kilómetros al sur de la Quebrada

Aguacaliente. Posee un área de exposición de aproximadamente 15km2

Contactos: Morfológicamente es muy complicado distinguirlo de las unidades

adyacentes. Al oriente se encuentra intruyendo rocas metamórficas del Macizo de

Garzón, hecho que se evidencia en los Xenolitos encontrados en el Granito. Al occidente

su contacto es fallado (Falla Garzón-Algeciras Cabalgamiento) lo que lo pone en

contacto con la sucesión sedimentaria del terciario.

Litología: Las rocas de esta unidad se encuentran clasificadas dentro de la serie granito-

cuarzomonzodiorita-monzodiorita. Exhiben colores blancos con moteados de rosado,

textura fanerítica de grano medio a grueso y tamaños de grano entre medio y grueso. La

67

composición principal de estas rocas está definida por minerales félsicos como cuarzo,

feldespato potásico (ortosa) y plagioclasa (An17 - An41, oligoclasa a andesina); y por

minerales máficos como biotita, hornblenda y localmente piroxeno.

Ilustración 20. Mapa de la distribución del Granito de Garzón en la Plancha 366 (Izquierda). Mapa Geológico 366 (Derecha).

Esta unidad presenta variaciones composicionales y de tamaño de grano a lo largo de su

distribución en el área, de tal manera que:

a. Norte: Composición granítica y de tamaño de grano grueso a medio.

b. Sur: composicionalmente varía de monzodiorita-cuarzomonzodiorita y de tamaño

de grano medio a fino.

Edad: gracias a la correlación litológica y posición estratigráfica similar con otros plutones

de la Cordillera Oriental (ej: Batolito de Algeciras) se le asigna tentativamente edad

Jurásica.

7.4.3 MONZOGRANITO DE ALTAMIRA

Autores: Fue descrita por primera vez en 1935 como Monzogranito de Altamira

(Grosse), luego en 1962 fue denominado por Radelli como Putón de Altamira. Finalmente

en el 2001 Marquinez y Velandia fue denominada como Granito de Altamira.

Exposición: Este cuerpo aflora al oriente del municipio de Altamira (Ver Ilustración).

Posee un área de exposición de aproximadamente 1 km2 para la plancha 366 y de 2 km2

en la plancha 388.


Contactos: Los contactos para esta unidad en la plancha 366 son ambos fallados, lo que

la ponen en contacto con las formaciones Saldaña y Potrerillos.

Litología: Este cuerpo intrusivo se encuentra constituido por rocas con textura fanerítica,

de grano medio y equigranulares. Sus tonalidades son por lo general blancas y rosadas

con puntos negros. Composicionalmente está clasificada como monzogranito

hornblendico, teniendo un 20%-25% de Cuarzo, 35-45% de Plagioclasa, 30-40% de

Feldespato Potásico y entre 2-10% de Biotita y Hornblenda.

Edad: no se cuentan con dataciones isotópicas de este cuerpo y se carece de

información para definir relaciones tectónicas que permitan posicionarlo

cronológicamente. Por similitud con demás cuerpos intrusivos de la Cordillera Oriental se

le asigna edad jurásica.

Ilustración 21. Contacto entre la Formación Saldaña y el Granito de Garzón en la Vereda de Riecitos.

Ilustración 22. Mapa Geológico 366-Granito de Altamira se encuentra resaltado.

69

7.4.4 CUARZOMONZODIORITA DE SOMBRERILLOS

Autores: Este cuerpo corresponde al definido por Grosse (1930,1935) como Macizo del

Río Sombrerillo. Álvarez (1983) Granitoide de San Agustín.

Exposición: Este cuerpo aflora en el camino Pitalito-San Agustín entre la partida de la

vía que conduce a Los Cauchos y un poco al occidente del desvió hacia los Isnos (Fig.

6). El intrusivo se extiende hacia al sur e ingresa a la plancha 412 San Juan de Villalobos

donde fue considerado como parte del llamado Batolito de Mocoa. Posteriormente al

realizar el levantamiento cartográfico se estableció que no hay continuidad física entre los

intrusivos y que están separados por el sistema de fallas de Algeciras (Falla Villalobos y

San Francisco-Yunguillo) (Velandia et al., 2001a).

Contactos: Se encuentra intruyendo una secuencia sedimentaria del paleozoico

conocida como Lodolitas y Calizas de Granadillo. Respecto a su contacto con la

Formación Saldaña es de tipo tectónico y en otras partes intrusivo.

Litología: La composición mineral es bastante uniforme, y varía el contenido de cada

uno de los minerales esenciales, lo que se refleja en la diversidad composicional. A partir

del análisis petrográfico de 16 secciones delgadas provenientes del intrusivo, mostraron,

en orden decreciente, la siguiente diversidad composicional: cuarzomonzodiorita,

cuarzomonzonita, granito y granodiorita, por lo que a pesar de no ser absolutamente

dominante y de acuerdo con las recomendaciones de International Subcommision on

Stratigraphic Classification of IUGS (1994), se propone utilizar el nombre de

Cuarzomonzodiorita de Sombrerillos para este cuerpo intrusivo, y mantener el nombre

geográfico inicial con el cual se conocía este macizo ígneo.

Las rocas que constituyen esta unidad son de color gris y rosado, con diversas

tonalidades que dependen del grado de meteorización. Presenta textura fanerítica media

a gruesa y en algunas zonas se presentan texturas levemente porfiríticas.

Edad: La Cuarzomonzodiorita de Sombrerillos no cuenta con dataciones radiométricas,

por tanto, la edad de este intrusivo se asignó con base en relaciones estratigráficas y

correlaciones con cuerpos similares de esta área de la Cordillera Central. se asume que

el intrusivo se prolonga por debajo de la cubierta volcánica y volcanoclástica del

Pleistoceno - Cuaternario y aflora nuevamente en el río Granates, para ex tenderse en la

Plancha 365 Coconuco, en donde también aparece en áreas restringidas a manera de

ventanas geológicas (INGEOMINAS, en preparación); varios de estos afloramientos

continúan en la Plancha 366 Garzón, en donde Velandia et al. (1996) lo asimilaron a la

prolongación del Batolito de Ibagué, y lo hacen equivalente al Plutón de La Plata, en el

sentido de Álvarez & Linares (1983).

Del Plutón de La Plata, los nombrados Álvarez & Linares (1983) tienen una edad

radiométrica K/Ar en biotita de 183±5 Ma, que corresponde al Jurásico temprano. Priem

et al. (1989) dataron por Rb/Sr varias rocas metamórficas asociadas al intrusivo de La


Plata que dieron 136±4 Ma, que corresponde al evento termal asociado a la intrusión

ocurrida posiblemente entre el Jurásico más tardío y el Cretácico temprano, como lo

afirman los autores que reportan las dataciones. Con esta información se postula

entonces que la Cuarzomonzodiorita de Sombrerillos se emplazó en el Jurásico y que

dentro de este cuerpo pueden estar incluidos varios pulsos magmáticos. Cárdenas et al.

(2002) postulan que la Cuarzomonzodiorita Sombrerillos se emplazó en el Jurásico, y

que presentó varios pulsos magmáticos.

Ilustración 23. Mapa de la distribución de la Cuarzomonzodiorita de Sombrerillos y el Granito de Altamira en la plancha 388. El triangulo en la figura indica la posición del Granito de Altamira el resto de cuerpo intrusivos (Ri) corresponden a la Cuarzomonzodiorita de Sombrerillos. Los cuerpos de color aguamarina corresponden a la Formación Saldaña (T2Jsal). La figura muestra el camino de San Agustín a Pitalito donde se presenta una buena exposición de la Cuarzomonzodiorita de Sombrerillos.

7.5 CONCLUSIONES

En el área de estudio se observan 9 cuerpos intrusivos de edad jurásica que

presentan variaciones composicionales y tamaño de grano, posiblemente

relacionadas a la existencia de dos eventos intrusivos siendo el primero de ellos

de composición Intermedia-Básica y el segundo Intermedia-Ácida.

El Batolito de Ibagué es el cuerpo intrusivo del Jurásico en Colombia con mayor

extensión areal, aflorando en tres de las planchas trabajadas y es correlacionable

con otros intrusivos jurásicos.

71

A lo largo del área de estudio realizan equivalencia entre los cuerpos ígneos por

su semejanza composicional. Un ejemplo claro es entre la Monzodiorita del

Astilleo y Monzodiorita de las minas.

Muchos de los intrusivos no cuentan con dataciones radiométricas, por lo cual

define su edad a partir de correlación litológica y posición estratigráfica,

semejanza con los otros cuerpos jurasicos y relaciones de corte.

7.6 BIBLIOGRAFÍA

VELANDIA, F., MORALES, C.C., CAICEDO, J.C., NUÑEZ, A. Geología de la

Plancha 345 Campoalegre. Escala 1:100000. Memoria Explicativa. Servicio

Geológico Colombiano. Bogotá, 2002.

VELANDIA, F., FERREIRA, P., RODRÍGUEZ,G., NUÑEZ,A. Geología de la

Plancha 366 Garzón. Escala 1:100000. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá,

2002.

RODRÍGUEZ, G., ZAPATA, G., VELÁSQUEZ, M. Geología de la Plancha 367

Gigante. Escala 1:100000. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, 2003. Versión

Digital, 2010.

CÁRDENAS, J., FUQUEN, J., NUÑEZ,A. Geología de la Plancha 388 Pitalito.

Escala 1:100000. Memoria Explicativa. Servicio Geológico Colombiano. Ibagué,

2002.

RODRÍGUEZ, G., ZAPATA, G., VELASQUEZ, M. Geología de la Plancha 389

Timaná. Escala 1:100000. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, 1998. Versión

digital, 2010.

FUQUEN, J.; RODRIGUEZ, G. 1989. Mapa Geológico de la plancha 302 Aipe.

Escala 1:100000.Ingeominas, copia heliografuca. Bogotá.

INGEOMINAS. (en prep.). Geología de la Plancha 365 Coconucos. Escala

1:100.000. Bogotá

RODRÍGUEZ, G; ZAPATA, G; VELASQUEZ, M.E; COSSIO, U; LONDOÑO, A. C.

Levantamiento Geológico Planchas 367 Gigante, 368 San Vicente del Caguán,

389 Timaná, 390 Puerto Rico, 391 Lusitania (parte noroccidental) y 414 El

Doncello. Escala 1:100000. Memoria Explicativa. Servicio Geológico Colombiano.

Bogotá, Noviembre de 2003.

MARQUINEZ, C., MORALES A, C., CAICEDO A, J. Geología de la Plancha 344

Tesalia. Escala 1:100000. Memoria Explicativa. Servicio Geológico Colombiano.

Bogotá, 2002


8. LIMITE JURÁSICO - CRETÁCICO

Daniel Felipe López León.

Daniel Felipe Neiva Castelblanco.

8.1 GENERALIDADES.

El valle superior del Magdalena presenta una importante variedad de rocas jurásicas y

cretácicas las cuales para la zona donde están localizadas las planchas (344,365, 366,

388, 389) presentan principalmente contactos discordantes y contactos fallados

asociados a las fallas de La Plata, La Boa de Upar, de Montañita, el sistema de fallas de

Potrerillos debido a la gran actividad tectónica que presenta la zona.

Las unidades jurásicas en las planchas son la formación Saldaña y los intrusivos

jurásicos (Batolito de Ibagué, Monzogranito de Algeciras, Cuarzomonzodiorita de Teruel

y Granito de Altamira) las cuales están en contacto con las siguientes formaciones

cretácicas : Yaví, Caballos, Coquiyú, Hondita- Loma Gorda, Grupo Olini- La Tabla y

Seca.

8.2 PLANCHA 344.

En esta plancha las formaciones jurásicas principales son el Batolito de Ibagué el cual

ocupa más del 50% de la plancha y la formación Saldaña la cual se encuentra distribuida

en diferentes partes de la plancha, estas rocas se presentan en algunas zonas

meteorizadas y muestran variaciones locales en su composición. Respecto a las rocas

Cretácicas que están en contacto con rocas Jurásicas en esta plancha encontramos las

siguientes formaciones: Yaví, Caballos, Coquiyú, Hondita- Loma Gorda, Grupo Olini - La

Tabla y Seca.

Las formaciones Yaví y Coquiyú responsan discordantemente sobre rocas del Batolito de

Ibagué y la formación Saldaña en la zona oeste de la plancha cerca del Pedregal y al sur

del municipio de Paez.

La formación caballos está en contacto discordante con la formación Saldaña en la parte

central de la plancha cerca del municipio de Nataga y la formación Hondita-loma Gorda

y el Grupo Olini-la Tabla están en contacto fallado con rocas del Batolito de Ibagué

debido a la falla de la Plata.

Respecto a la formación Seca esta es puesta en contacto con rocas de la formación

Saldaña y el Batolito de Ibagué por las fallas de La Plata y de Pacarni en la zona noreste

de la plancha por la carretera que va de Teruel a Pacarní.

73

Ilustración 24. Mapa geológico plancha 344 tesalia donde se identifican las zonas de contacto entre rocas Jurásicas y Cretácicas.

8.3 PLANCHA 345.

Las formaciones jurásicas son, el Monzogranito de Algeciras el cual está representado

como una franja que atraviesa toda la plancha orientada NE-SW, la Formación Saldaña

como pequeños parches en la zona norte y en la parte central de la plancha y la

Cuarzomonzodiorita de Teruel localizada al NW de esta. Las cuales están en contacto

con las siguientes formaciones Cretácicas: formación Caballos, formación La Tabla,

formación Seca y Cretácica indiferenciada.

El contacto de la Formación Caballos es discordante y se ubicó en la base de la primera

capa de areniscas cuarzosas dispuestas dispuesta sobre la Cuarzomonzodiorita de

Teruel y la formación Saldaña en la zona norte de la plancha por la carretera Yaguara-

Palermo.

La formación Saldaña y la formación la Tabla está en contacto fallado debido a la

actividad de la falla de la Boa. La falla de Upar pone en contacto la Cuarzomonzodiorita

de Teruel con la Formación Seca en la zona NW de la plancha por la carretera que va de

Yaguara a Palermo.


Las rocas del Cretácico indiferenciado se presentan en afloramientos aislados a manera

de cuñas difíciles de correlacionar entre sí y de ubicar estratigráficamente, se encuentran

en contacto fallado con la formación Saldaña y el Monzogranito de Algeciras y están

asociados al sistema de Fallas de Potrerillos al sur del municipio del Hobo.

Ilustración 25. Mapa geológico plancha 345 Campo Alegre donde se identifican las zonas donde hay rocas Jurásicas en contacto con rocas Cretácicas.

8.4 PLANCHA 366.

En la plancha 366 la litología predominante será la encontrada en la Formación Saldaña,

son tobas que varían de vítreas a cristalinas y líticas con ligeras variaciones texturales y

de composición.

En el norte de la plancha encontramos tobas rojas a violetas, en la serranía de las minas

se observa tobas lito-cristalinas a vítreas blancuzcas; los líticos son en general de origen

ígneo granítico o de otras tobas. En esta plancha encontramos varios pueblos

reconocidos La Plata, El Pital, Garzón, el Agrado y Tarqui como referencia.

La mayoría de contactos presentes en esta plancha son del tipo discordante como el

propiamente dicho de la formación caballos, Formación cretácica predominante, otras

contactos son derivados del tectonismo presente en la zona donde se pone en contacto

con unidades de un cretácico no tan inferior como Yaví o Caballos sino con un cretácico

75

como el de Hondita y Loma Gorda, difícilmente diferenciados en la zona por lo que se

recurre al estudio por medio de nombre combinado.

Ilustración 26. Mapa geológico plancha 366 donde se identifican las zonas donde hay rocas Jurásicas en contacto con rocas Cretácica.

8.5 PLANCHA 367.

En la plancha 367 no presenta afloramientos cretácicos reportados, la mayor parte de su

litología está representada en el Complejo Garzón, la Formación Saldaña (Triásico-

Jurásico Medio) está en contacto intrusivo con el Monzogranito de Algeciras, éste último

con edad relativa de Jurásico por relaciones estratigráficas.


Ilustración 27. Mapa geológico plancha 367 donde se identifican las zonas donde hay rocas Jurásicas en contacto con rocas Cretácicas.

77

8.6 PLANCHA 388.

Ilustración 28. Mapa geológico plancha 388 donde se identifican las zonas en las cuales hay contactos de rocas jurásicas con rocas cretácicas.

En la gráfica siguiente podemos observar que los contactos cretácicos jurásicos se

enmarcan en tres recuadros con borde negro, en el municipio de la Palestina

observamos las unidades cretácicas correspondientes a Formación Hondita y loma

gorda que por su difícil reconocimiento en campo se han establecido para esta memoria

explicativa como una unidad misma, éstas están en contacto discrodante con la

Formación Saldaña y aparentemente en algunos sectores se encuentran en contacto de

corte con el llamado Granito de Algeciras representado por un color rojo y unas siglas Ri

correspondiente a rocas intrusivas (Recuadro inferior derecho de la plancha).

8.7 PLANCHA 389.

En esta plancha las formaciones jurásicas son la Formación Saldaña y el Granito de

Altamira que se encuentran en la zona occidental de la plancha, las cuales están en

contacto con las siguientes unidades Cretácicas: formación Caballos, formación Hondita

–Loma Gorda.

Respecto al contacto con la formación Caballos, es discordante y se ubicó en la base de

la primera capa de areniscas cuarzosas dispuestas dispuesta sobre las tobas vítreas de

la formación Saldaña en la zona NW de la plancha por la vía que va de Guacacallo a

Tarqui.


La formación Saldaña y formación Hondita – Loma Gorda están en contacto fallado,

asociado a la falla de Mortiñal (al NW). La falla de Altamira pone en contacto el Granito

de Altamira con formación Hondita – formación Loma Gorda en la zona norte de la

plancha por la vía que va de Pitalito a Altamira.

Ilustración 29. Mapa geológico plancha 389 donde se identifican las zonas en las cuales hay contactos de rocas jurásicas con rocas cretácicas.

79

9. FORMACIÓN EL HIGADO

José Armando Bermúdez García

Yesica Ximena Peña Beltrán

9.1 AUTOR.

El termino Formación El Hígado fue propuesto por primera vez por Mojica et al. (1988) el

cual reporta una serie de rocas del Paleozoico Inferior, que afloran a lo largo de la mitad

superior de la Quebrada El Hígado, en el flanco oriental de la Serranía de las Minas, al

9,5 Km al NW de la población de Tarqui (Figura 1).

9.2 SECCIÓN TIPO.

La única sección tipo descrita para esta unidad se encuentra ubicada en la Quebrada el

Hígado al NW de la población de Tarqui. El porcentaje de roca que aflora en dicha

sección es del 51%, lo cual aunque es un porcentaje muy bajo es la mejor sección

encontrada para la Formación el Hígado hasta el momento (Caicedo 2002).

9.3 LOCALIDAD TIPO

Como localidad tipo se propone la Serranía de las Minas (Caicedo 2002) ver la

ilustración 34.


Ilustración 30. Localización Geográfica General (A); Semidetallada (B) y Detallada (C) de los afloramientos descritos (Tomado de Mojica et al 1988).

9.4 EDAD.

El contenido fosilífero de la Formación El Hígado el cual incluye Graptolites, Trilobites y

Braquiópodos, permiten estimar una edad del Ordovícico Medio, específicamente a los

pisos Dapingiano hasta Darriwiliano (Mojica et al. 1988).

9.5 ESPESOR.

En la sección tipo de la Formación El Hígado se midió un espesor de 624 m (Velandia et

al. 2001), aunque este dato no es certero ya que la unidad se encuentra bastante

plegada y esto podría dar error a mediciones, suponiendo entonces que la unidad puede

tener un mayor espesor. No se conocen más afloramientos de la Formación el Hígado lo

cual no permite conocer de manera más detallada la potencia de dicha unidad.

81


Los afloramientos reconocidos de la Formación El Hígado, se encuentran restringidos a

la Serranía de las Minas, la cual se

encuentra descrita dentro de la

plancha 366 Garzón,

específicamente dentro de las

planchas a escala 1:25.000 366-III-A

y 366-III-B.

Los afloramientos se ubican en las

veredas Rica Brisa y Betania, del

municipio de Tarqui, Huila. Forma

una franja alargada en dirección NW.

Las mejores exposiciones se

encuentran sobre las quebradas El

Hígado y Chuyaco, además, afloran

en forma esporádica en las

quebradas Las Minas y El Confite.

(Figura 2)


Las unidades equivalentes a la Formación El Hígado, con una litología similar, se

encuentran distribuidas en el borde oriental de la Cordillera Central, correspondiente a la

Formación La Cristalina?, la cual aflora sobre la carretera que de Puerto Berrio conduce

a Medellín. Esta afirmación ha sido cuestionada ya que se ha encontrado contenido fósil

correspondiente al Ordovícico Inferior (Bürgl 1961).

Hacia la parte occidental de la Cordillera Oriental se piensa que puede ser

correlacionable con las formaciones Rio Venado y Rio Ambicá.

Ilustración 31. Localización Formación El Hígado en la

plancha 366 – Garzón (Velandia et al. 2001).


9.8 DESCRIPCIÓN.

La Formación El Hígado se compone de lodolitas y limolitas gris-oscuras a negras, a las

que se les intercalan espesores menores de arenitas feldespáticas gris-claras muy

compactas, y escasos niveles calcáreos. Estos niveles presentan un bajo grado de

metamorfismo.

9.9 LITOLOGÍA.

En la sección tipo de la Quebrada El Hígado se pueden diferenciar tres segmentos

(Figura 3). En Caicedo 2002, de base a techo se describen a continuación:

Segmento Inferior: consta de capas media tabulares en sucesiones grano-

decrecientes de bioesparita arenosa y arenitas con laminación maciza. Se

encuentran limolitas laminadas hacia el tope de este segmento. Consta de un

espesor de 98 m. Dentro del segmento se encuentran esporádicos lentes de

materia orgánica así como fósiles de Braquiópodos (Se reconoce un ejemplar de

Orthida).

Segmento Medio: secuencia monótona de capas finas a medias de limolitas con

laminación plano-paralela y ondulosa no paralela. La limolita es de color gris-

oscuro a negro y contiene un nivel de concreciones calcáreas. Consta de un

espesor de 270 m.

Segmento superior: intercalaciones de secuencias grano-decrecientes de

arenitas de grano muy fino a limolitas y lentes de conglomerados. Consta de un

espesor de 317 m.

La secuencia se encuentra afectada ampliamente por un cuerpo intrusivo

compuesto por dacita porfiritica y varios diques de composición tonalita a

granodiorita con textura aplítica (Caicedo 2002).

83

Ilustración 32. Columna Estratigráfica generalizada de la Formación El Hígado (Tomada de Caicedo 2002)

.



Dentro de la secuencia resaltan por su importancia estratigráfica y buena preservación

(Mojica et al. 1988).

Para los graptolites:

Didymograptus murchisoni

Didymograptus aff.

Didymograptus artus

Glyptograptus sp.

Criptograptus cf.

Criptograptus tricornis

Hallograptus cf.

Hallograptus bimucronatus

Los trilobites están representados por:

Anebolitus cf.

Anebolitus tafuri

Porterfieldia? sp.

Dos pigidios incompletos referibles a la familia Asaphidae

Los braquiópodos se refieren a Obulus? (Tomado de Mojica et al. 1988).

10. FORMACIÓN SALDAÑA

Liza María Forero Larrotta

Paula Alejandra Sarmiento Linares

10.1 LITOLOGÍA

Para la Formación Saldaña, existe una predominancia de rocas ígneas efusivas, en

especial lasLa Formación Saldaña corresponde a una secuencia volcano-sedimentaria

expuesta en el Valle Superior del Magdalena de edad Jurásica.

85

10.2 ROCAS ÍGNEAS

Para la Formación Saldaña, existe una predominancia de rocas ígneas efusivas, en

especial las piroclastitas las cuales evidencian que el vulcanismo de la Formación

Saldaña fue, principalmente de tipo explosivo y ácido, el cual produjo depósitos

volcánicos de composición variada, ya caracterizados por varios autores, entre ellos

Bayona et al (1994).

A este conjunto pertenecen las rocas piroclásticas, flujos de lava y algunos cuerpos

hipoabisales cuya variedad litológica no es posible representarla a un nivel minucioso ya

que las extensiones laterales de los cuerpos no son lo suficientemente grandes para ser

cartografiados, así que no se ha efectuado hasta ahora un levantamiento geológico

detallado.

Rocas Piroclásticas:

Las rocas más abundantes corresponden a tobas vítreas, igualmente se encuentran

tobas de cristales y líticas. Los colores más frecuentes para estas rocas son violeta de

tonos claros a oscuros, verdes, rosados y grises, algunas son de tonalidades amarillentas

a causa de la alteración. El tamaño de grano de las tobas varía entre medio y fino entre

lapilli y ceniza gruesa con minerales opacos y óxidos; frecuentemente tanto a nivel

macroscópico como microscópico, se observan estructuras de flujo y amígdalas rellenas

de calcedonia. En algunas áreas aflorantes se logra observar diaclasamiento columnar.

Las tobas tienen composición andesítica a dacítica con textura porfirítica, las contienen

fenocristales de plagioclasa alteradas a sericita y saussurita, feldespato potásico difícil de

identificar por su grado de alteración a caolín y otros minerales arcillosos esta alteración

puede estar ausente en algunas áreas mientras que en otras es muy abundante,

generando suelos de color blanco. La diferenciación de tobas dacíticas y andesíticas es

dada por el contenido en cuarzo. En áreas muy locales también tienen pirita y epidota.

Los fenocristales pueden aparecer corroídos por la matriz. Las tobas de cristales en

algunos casos poseen como minerales accesorios circón y opacos. Por su parte las

tobas líticas igualmente, poseen texturas amigdalares y porfiríticas. La matriz puede ser


vítrea devitrificada o microcristalina, generalmente con estructuras de flujo, vesículas y

amígdalas.

Ilustración 33. Tobas Líticas de la Formación Saldaña (Plancha 389 Timaná).

Aglomerados volcánicos.

Rocas con tonalidad ocre y amígdulas de tamaños variables y ovalados, también hacen

parte de esta unidad. Las amígdalas pueden estar rellenas de cuarzo y calcedonia o el

material que contenían puede estar ya disuelto. Los fragmentos que constituyen estas

rocas son angulares, subangulares y en algunos casos redondeados por la corrosión

causada por la matriz, el tamaño de los mismos varia de 20 a 30 cm. La composición de

la roca es andesítica con una textura de afanítica a porfirítica, la cual presenta texturas

traquíticas, fluidales y amigdulares.

Flujos de lava.

Rocas afaníticas finas a muy finas con textura holocristalina, porfídica, microporfídica,

traquítica y en algunos casos hialocristalina. En estas, los minerales primarios se

encuentran alterados por meteorización lo que dificulta el análisis composicional de los

feldespatos, estos feldespatos son ortoclasas de color pardo claro. Se encuentra cuarzo

en pequeñas cantidades, plagioclasa tanto como fenocristal en cristales anhedrales

87

limpios a ligeramente sucios por microlitos opacos y con extinción ondulatoria, como

microfenocristal y en la matriz, biotita, piroxeno difícil de identificar y el anfíbol es

hornblenda embebidos en una matriz vitrocristalina; los accesorios más comunes son

opacos, epidota y circón. Esta mineralogía hace alusión a andesitas y dacitas e inclusive

de composición riolítica.

Rocas hipoabisales.

Corresponden a cuerpos de menos de 1 Km2 de composición andesítica a dacítica, los

diques encontrados cortan la secuencia volcánica de la Formación Saldaña y muestran

asociación íntima con ella. Estas rocas son de composición mineralógica similar a los

flujos lávicos.

Cerca del contacto con el Monzogranito de Algeciras, afloran pórfidos de color rosado a

anaranjado, compuestos por plagioclasa, feldespato alcalino, cuarzo y como minerales

accesorios, biotita, anfíbol, esfena, epidota, apatito y opacos. Esta plagioclasa es

oligoclasa (An 10) tanto en fenocristal como en matriz, los fenocristales están maclados

con la macla de Carlsbad los cuales pueden presentar una corona de ortoclasa. El

feldespato potásico es esferulítico en la matriz de hábito plumoso y están intercrecidos

con cuarzo de manera micrográfica. El cuarzo, por su parte, en fenocristales, es euhedral

de forma cuadrada y hexagonal, tiene extinción normal y puede tener bahías de corrosión

al igual que inclusiones de feldespato alcalino.


Tabla 5. Rocas piroclásticas de la Formación Saldaña. Fuente: RODRÍGUEZ, G; ZAPATA, G; VELASQUEZ, M.E; COSSIO, U; LONDOÑO, A.C. Levantamiento Geológico Planchas 367 Gigante, 368 San Vicente del Caguán, 389 Timaná, 390 Puerto Rico, 391 Lusitania (parte noroccidental) y 414 El Doncello. Escala 1:100000. Memoria Explicativa. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, Noviembre de 2003.

Las rocas sedimentarias son detríticas, principalmente lodolitas y arenitas de color gris

claro a rojizo que presentan cristales de cuarzo y plagioclasa con algunas estructuras

oolíticas de 2 a 5 mm, de tono más claro que flotan en una matriz constituida por

minerales del grupo de las arcillas, con clastos mal seleccionados, angulares a

subangulares, adicionalmente se presentan cristales euhedrales de pirita y plagioclasa.

Las arenitas son de grano fino a medio con predominancia de grano fino, de selección

media y con empaquetamiento de puntual a tangencial, en una matriz arcillosa que

alcanza hasta el 30%. Localmente se presentan lineamientos de materia orgánica de

color negro que marcan una laminación incipiente ondulosa, discontinua no paralela. Se

componen de fragmentos líticos de vulcanitas ácidas de composición andesítica a

riolítica, con texturas microcristalinas, desvitrificadas y esferulíticas; ocasionalmente se

presentan fragmentos de lodolitas y trozos de cristales de plagioclasa sericitizados y en

89

menor cantidad se presentan feldespatos alcalinos, el cuarzo por su parte no es muy

abundante en estas arenitas.

Rocas Sedimentarias de Monte Frío: En Rodríguez & Rodríguez (1995) se reporta un

evento sedimentológico de origen marino con gran influencia volcánica subaérea del

Jurásico Inferior, VSM. Esta unidad fue caracterizada y levantada en Monte Frío al SW

de Natagaima (Tolima) donde se ha determinado espesor y relaciones con las unidades

adyacentes. Secuencia es de 423,5 m de espesor y se divide en seis segmentos.

Corresponde a una sucesión donde se intercalan calizas micríticas, arenitas de grano

muy fino, limolitas, lodolitas, chert, tobas y ocasionalmente conglomerados

intraformacionales, el color predominante de las rocas es negro y gris oscuro.

Ilustración 34. Columna estratigráfica Rocas Sedimentarias de Monte Frío según Rodríguez & Rodríguez (1995).


Tabla 6. Descripción litológica de las Rocas Sedimentarias de Monte Frío según Rodríguez & Rodríguez (1995).

SEGMENTO

CARACTERÍSTICA

ESPESOR (m)

1

Calizas laminadas negras, gris a negro grisáceo con niveles de tobas, limolitas y lodolitas silíceas y algunas

calcáreas de color negro grisáceo. Micritas, micritas lodosas, micritas limosas con alto contenido de materia orgánica, láminas delgadas de esparita, tobas y chert.

Capas medias, gruesas y muy gruesas, plano paralelas y levemente ondulosas. Nódulos de chert y concreciones

calcáreas, pliegues y restos de ostrácodos. Las rocas Piroclásticas son capas y gruesas y muy

gruesas, paralelas cuneiformes y tobas desvitrificadas de ceniza.

26

2

Arenitas de grano muy fino negro grisáceas de capas gruesas y muy gruesas paralelas, convergentes y a veces

cuneiformes (30 m) varían de sublitoarenita a cuarzoarenita y presentan cemento silíceo, en la parte superior hay

nódulos muy finos de chert; con intercalaciones menores de lodolitas y limolitas de color negro grisáceo, silíceas.

Contactos superior e inferior concordantes.

65,5

3

Arenitas de grano muy fino (litoarenitas) que varían localmente a limolitas con intercalaciones de calizas

laminadas (esparita y micrita) en menor proporción y capas Tobáceas. En la parte inferior hay un estrato de

conglomerado intraformacional. Capas medias, gruesas y muy gruesas, planas y ondulosas

Intercalaciones muy gruesas de Tobas de ceniza de composición dacítica las cuales son muy escasas.

141,5

4

Intercalación de calizas laminadas (micríticas) de capas gruesas y muy gruesas plano paralelas con arenitas de

grano muy fino, capas tobáceas, láminas de Chert, limolitas mixtas, micritas levemente terrígenas. Hay algunos niveles

conglomerados arenosos intraformacionales con guijos finos de caliza micrítica. En la parte superior hay

madrigueras paralelas a la estratificación.

57

5

Micritas e intramicríticas con intercalación de arenitas macizas de grano muy fino y en menor proporción

aparecen limolitas con restos de fósiles de ostrácodos. Nódulos silíceos y pirita autigénica.

87

6

Lodolitas con abundantes fósiles de ostrácodos y conchostracos orientados según la estratificación junto a nódulos silíceos y concreciones calcáreas de color gris , negro, marrón y amarillo con intercalaciones de tobas, limolitas y arenitas de grano muy fino junto con láminas

discontinuas y plegadas de chert. Madrigueras rellenas de arena y material tobáceo

horizontales y verticales, hay raíces y troncos fósiles en posición vertical.

46,5

10.3 ROCAS METAMÓRFICAS:

La Formación Saldaña está constituida por tobas afectadas por metamorfismo de

contacto, producto de la intrusión de los cuerpos ígneos ascendentes. Existen

evidencias mineralógicas, tanto microscópicas como macroscópicas de granate, epidota,

actinolita y tremolita- actinolita ubicando las rocas en la facies hornfelsa-albita-epidota.

A pesar de que existen pocos reportes de este metamorfismo, se mencionan cornubianas

de facies transicional entre hornfelsa- hornblenda y hornfelsa- piroxeno en la zona de la

Plancha 388 Pitalito, siendo un metamorfismo térmico de grado medio a alto.

En la plancha 322 Santa María se hace mención de éste tipo de metamorfismo pero en

facies hornfelsa albita – epidota con textura blastosamítica. En esta zona, las rocas están

marcadas por las paragénesis granate + cuarzo, granate + calcita + cuarzo y cuarzo +

plagioclasa

1Las hornfelsas encontradas en esta área son de grano fino, estructura maciza y color

verde oscuro. En el Cerro El Diablo, especialmente, sobre la carretera Santa María-

Palermo, es posible observar la transición de tobas de color negro y pardo a las

metamorfitas de contacto.

10.4 ESPESORES

10.4.1 ROCAS ÍGNEAS

Tobas: En la memoria explicativa de la Plancha 322 Santa María, mencionan la

imposibilidad de realizar un levantamiento estratigráfico ya que se cuenta con la ausencia

de niveles guía que sirvan para el desarrollo de la columna. Las tobas, poseen un

espesor variable y los estratos no son fáciles de diferenciar, forman secuencias de varios

metros de espesor.

1 Litología: Tobas de metamorfismo de contacto, Formación Saldaña, Plancha 322 Santa María,

INGEOMINAS, Bogotá Agosto 2002

92 Formación Saldaña

En la Plancha 323 Neiva, el espesor medido para las tobas es variable, este puede

oscilar entre 1 m hasta decenas a cientos de metros.

Aglomerados volcánicos: A pesar de que el espesor de los paquetes es difícil de

establecer, al igual que el de las capas de tobas, en la Plancha 323 Neiva, se reporta un

espesor mayor a 70 m para la zona donde predomina la unidad.

Rocas Hipoabisales: Cuerpos pequeños de máximo 1 Km2 de espesor los cuales por su

tamaño y extensión lateral la gran mayoría no son cartografiables.

10.5 SECUENCIA SEDIMENTARIA

En Rodríguez & Rodríguez (1995), otorgan un espesor para las Rocas Sedimentarias de

Monte Frío de 423,5 m, los cuales los dividen en seis segmentos cuyo espesor se

encuentra, en la tabla 1.2.

10.6 ESPESOR TOTAL DE LA FORMACIÓN SALDAÑA

En la plancha 389 Timaná se calculó un espesor de cerca de 500 m (INGEOMINAS &

GEOESTUDIOS, 2000 en RODRÍGUEZ, G; ZAPATA, G; VELASQUEZ, M.E; COSSIO, U;

LONDOÑO, A.C., 2003); Cediel et al. (1981) menciona espesores hasta de 2200 m.

En la mayoría de los trabajos consultados se considera que dado a las condiciones de la

acumulación de materiales de origen volcánico de la unidad, su espesor varía según su

distancia de la fuente de emisión. Por tal motivo; además de la falta de niveles guías y el

tamaño despreciable de distancias laterales es complicado el levantamiento de una

columna estratigráfica para esta formación.

10.7 CONTACTOS

En la Plancha 322 Santa María, la Formación Saldaña es intruida al este por el Batolito

de Ibagué, como lo evidencian la formación de hornfelsas producto del metamorfismo de

contacto en los Cerros El Diablo y Ojo Blanco. El contacto con este cuerpo intrusivo es

de tipo fallado; la falla El Fraile- La Pava genera este contacto con un rumbo general N-

NE. Con un contacto de tipo transicional, la Formación Payandé compuesta de

Formación Saldaña 93

conglomerados de cantos de calizas y tobas en una matriz arenosa, infrayace la

Formación Saldaña en esta área, el contacto es visible en la carretera Gaitana- Planadas

y sobre el río Baché. Como formación suprayacente, se encuentra la Formación Caballos

con un contacto de tipo discordante, observado en La Vereda Los Mangos, NE de la

Gaitana.

Para la Plancha 323, Neiva, las lodolitas del Cerro de Neiva, están afectadas por el

metamorfismo de contacto de bajo grado generado por el Monzogranito de Algeciras y el

contacto superior es discordante con las lodolitas tobáceas de la Formación Saldaña. En

la Plancha 345 Campoalegre, por su parte, por la quebrada La Boa, se evidencia como

la Formación Saldaña se encuentra suprayacida discordantemente por la Formación

Caballos de edad Cretácica; una falla pone en contacto la Formación Saldaña con la

Formación La Tabla y las rocas del Grupo Oliní. Igualmente, se notan los contactos

fallados con el Monzogranito de Algeciras. Estas características también se encuentran

en la memoria explicativa de las Planchas 367,368, 389, 390, 391 y 414, en donde aparte

de encontrarse suprayacida por la Formación Caballos, se encuentra en contacto fallado

con las formaciones Hondita- Loma Gorda, Seca, Palermo y Gigante. El contacto con el

Neis de Guapotón- Mancagua, también es fallado a lo largo de la Falla de Suaza.

En la plancha 302-II-B, escala 1:25.000, en el Municipio de Natagaima-Tolima, donde

Rodríguez & Rodríguez (1995), hicieron el levantamiento de la sucesión de las Rocas

Sedimentarias de Monte Frío, el contacto inferior de la Formación Saldaña con esta

secuencia es de tipo concordante, aunque en general la Formación Saldaña suprayace a

la Formación Payandé, por otro lado el contacto superior es con la Formación Yaví y el

resto de la secuencia Cretácica el cual es de tipo discordante ya que marca el inicio de

una secuencia clástica transgresiva- regresiva.

10.8 EDAD Y CORRELACIÓN.

La edad para la Formación Saldaña se ha establecido a partir de dataciones relativas por

relaciones estratigráficas, reconocimiento y datos paleontológicos y por dataciones

absolutas con datos radiométricos.

94 Formación Saldaña

Infrayacida por la Formación Payandé de edad Triásico Superior y cubierta

discordantemente por las Sedimentitas de la Formación Caballos y las Rocas

Sedimentarias de la Quebrada Barranco pertenecientes al Cretácico Inferior, como se

observa en la Plancha 322 Santa María y 323 Neiva, así como en otras localidades del

Valle Superior del Magdalena, Flórez & Carrillo (1994), Mojica et al (1995), Núñez

(1996).

Se reporta la existencia de improntas de Batrachopus cf Dewey del Sinemuriano en el

Miembro Prado por Mojica & Macía (1996), encontrados al oriente de la cabecera

municipal de prado (Tolima). Con base en fósiles de amonites de los géneros

Rhabdoceras y Choristoceras, hallados cerca de Payandé, Geyer (1973) y Wiedmann &

Mojica (1985) asignan a esta secuencia al Rhetriano (Triásico Superior).

Por otro lado, Rodriguez & Rodirguez (1990), encontraron en Monte Frío, fósiles de

ostrácodos del género Darwinula y conchostracos del género Cyzious (?), correlacionable

con en Miembro Chicalá, los cuales ubican en el Liásico (comienzos del Jurásico).

Jaramillo et al (1980), en Putumayo- Mocoa, realizó medidas radiométricas cuyo

resultado indican una edad entre 172±2 y 183±3 Ma para las rocas de la Formación

Saldaña, lo que equivale al Jurásico Temprano a Medio. Sillitoe et al (1982), Guerrero &

Támara (1982) y Gómez (2002), mencionan que el Stock de Dolores, en el municipio de

Dolores, Tolima, intruye volcanitas de la Formación Saldaña y que las edades obtenidas

por métodos isotópicos para este cuerpo intrusivo están entre 166±4 y 182±4 Ma que

abarca el lapso entre Jurásico Temprano y Medio. Estos datos le otorgan a la Formación

Saldaña una edad entre el Triásico Tardío al Jurásico Medio.

2La correlación de la Formación Saldaña podría hacerse con otras unidades conformadas

por rocas vulcano sedimentarias de ambiente subaéreo asociados con capas rojas de

edad Triásica- Jurásica tales como Corual, Guatapurí, Jordán y Ranchogrande, entre

otras ubicadas en el norte de Colombia.

2 2.3.4 Edad y Correlación, Formación Saldaña, Memoria Explicativa, Planchas 367,368,389,390

y 414, Departamento de Caquetá y Huila; G. Rodríguez, G. Zapata, M. E. Velázquez, U. Cossio, A. C. Londoño, INGEOMINAS

Formación Saldaña 95

10.9 GÉNESIS

Cediel et al. (1980), Bayona et al. (1994) y Mojica & Kammer (1995), plantean para la

Formación Saldaña, una génesis relacionada con ambientes sedimentarios

principalmente continentales con una leve influencia marina en el Miembro Inferior. Por

su parte Bayona et al. (1994) concluyen que los materiales que conforman la unidad al

proceder de estratovolcanes, tener afinidad calcoalcalina y ser ricos en aluminio pero

pobres en titanio, están genéticamente asociados a procesos magmáticos relacionados a

márgenes convergentes en un dominio tectónico de retroarco (INGEOMINAS &

GEOESTUDIOS, 2002).

10.10 TRABAJO DE CAMPO (PLANCHAS GEOLÓGICAS, AFLORAMIENTOS, CONTACTOS, VÍAS Y ZONAS DE ACCESO).

Ilustración 35. Plancha Geológica 344 Tesalia, escala 1:100.000. Nótese en los recuadros de color rojizo las diferentes localidades por las que aflora la Formación Saldaña en una tonalidad rosada oscura. La Formación Saldaña de encuentra intruida por el Batolito de Ibagué (de color rosado pálido) como se puede observar en los cuadros 1 y 4, así como puede estar en contacto fallado contra el batolito por medio de la Falla de la Plata. La Formación Saldaña infrayace discordantemente las formaciones Yaví y Caballos de edad cretácica al occidente de Tesalia en el Anticlinal de Nátaga (Cuadro no. 3), así como también en el Anticlinal de la Hocha (Cuadro no. 5). (MARQUINEZ, C et al. 2002).


Ilustración 36. Mapa de las Formaciones Luisa (azul muy oscuros), Payandé (azul oscuro) y Saldaña (azul claro) con el trazo de drenajes (líneas azules), carreteras pavimentadas de dos o más vías (línea gris gruesa), carreteras sin pavimentar de vía angosta (líneas grises delgadas), cabeceras municipales y corregimientos o inspecciones de policía. Se logra reconocer la Formación Saldaña en el núcleo del anticlinal de Nátaga por la vía que comunica los municipios de Nátaga, Paicol y Tesalia (Cuadrantes G5 Y G6), el municipio de Rionegro (cuadrante 6C). También está bien expuesta sobre la carretera que de Pacarní conduce a Íquira (D8). (MARQUINEZ, C et al. 2002).

Plancha 345 – Campoalegre.

En la Plancha 345 Campoalegre, ilustración 37, la Formación Saldaña aflora al norte y

al oeste de la Inspección Departamental de la Policía de Betania (cuadrantes 3 – 4 – 5

A), en el Valle del río Magdalena y en algunos remanentes de la Cordillera Oriental, al

este y sur de El Hobo. Presenta en el área una morfología escarpada y elevada, cubierta,

Contenido 99

su mayor parte por bosque andino. Se reconoce en la vía que de Yaguará conduce a

Neiva a la altura de la Quebrada El Ocal, gracias a que algunas quebradas corren por

esta unidad es posible ver su exposición por las mismas, entre ellas se encuentran las

quebradas La Boa, Las Mollas y La Puerta al norte, por donde también puede observarse

la Falla de la Boa. Para la plancha, la formación ocupa el 2%.

Ilustración 37. . Mapa de las Formación Saldaña (de color azul claro). También pueden verse las vías de acceso (líneas de color gris oscuro gruesas) y los ríos (líneas azul oscuro). La represa de Betania se representa mediante un achurado. La Formación Saldaña aflora por la vía hacia Yaguará en el norte y hacia la región central por la vía Campoalegre hacia El Hobo. (VELANDIA, F et al. 2002).


Ilustración 38. Plancha Geológica 345 Campoalegre, escala 1:100.000 en el sector noroeste hacia la falla de la Boa donde la Formación Saldaña (señalada mediante líneas rojas) está en contacto discordante con sedimentos recientes que cubren la falla mencionada. También se logra ver el contacto dicordante con la Formación Caballos de nomenclatura Kc y de coloración verde. (VELANDIA, F et al. 2002).

Contenido 101

Ilustración 39. Plancha Geológica 345 Campoalegre, escala 1:100.000 en la región central de la plancha. La Foracipon Saldaña (delineada de rojo) presenta contactos tanto intrusivos como fallados con el Monzogranito de Algeciras (de color rosado en la plancha) como con Rocas del Cretácico y rocas de la Formación Gigante (de color amarillo). (VELANDIA, F et al. 2002).


Plancha 366 - Garzon

Ilustración 40. Presencia de la Formación Saldaña señalada de color azul para la plancha 366 Garzón cuyos afloramiento pueden verse en las veredas de La Argentina, El Desengaño y El Encanto (cuadrantes 1 – 2 – 3 F), El Pital y El Agrado y el Chorrillo (cuadrantes 4 y 5 D). También se puede observar en el Cerro el Grifo (6H) así como por la quebrada El Avispero (cuadrante 2C). En el mapa se señalan algunos municipios y vías de comunicación (interlineado de color negro). (VELANDIA, F et al. 2002).

Contenido 103

Ilustración 41. Geología de la Plancha 366 Garzón en la zona oeste donde aflora la Formación Saldaña (de color rosa pálido) ocupando el 60 % de la Serranía de las Minas. Se observan contactos fallados con las Migmatitas de Las Minas (de color café en la región central), contactos discordantes con la Formación El Hígado (de color morado) y las Calizas y Arenitas de la Batalla (de color lila) en el cuadro con el no. 1 y contactos intrusivos en el noreste con el Monzodiorita de Astillero (cuadro no. 2) y al sureste con el Monzogranito de Altamira (cuadro no. 3). (VELANDIA, F et al. 2002).

.


Plancha 367 – Gigante.

Ilustración 42. Plancha Geológica 367 Campoalegre, escala 1:100.000 en el sector noroeste de la misma. La Formación Saldaña (de color rosado pálido y con nomenclaruta TJsal) se encuentra intruido por el Granito de Altamira y cubierto por sedimentos del Cuaternario. (RODRÍGUEZ, G et al. 2003).

Ilustración 43. Hidrografía e infraestructura en la Plancha 367 Gigante donde se observan carreteras y los ríos y quebradas. La posible vía por la cual se podría acceder a la Formación Saldaña podría ser la que va desde el municipio de Gigante hacia el sur. (RODRÍGUEZ,G et al. 2003)

Contenido 105

6.5. Plancha 388 – Pitalito.

Ilustración 44. Afloramiento de rocas del Triásico Jurásico para la Plancha 388 Pitalito con representación de la red hidrográfica en líneas continuas y las vías principales en tenues líneas punteadas. La Formación Saldaña está señalada con la nomenclatura Js y las rocas ígneas intrusivas están señaladas como Ri. Como vías de acceso a afloramientos de la Formación Saldaña encontramos las vías Pitalito – Salado Blanco (12 C y D), Pitalito y la inspección de policía La Laguna (11C y D), Pitalito – Mocoa (8H y 9H), Bruselas – Palestina (9G) y Bruselas – Palmar Criollo – Vereda Criollo (8 E – F – G). (CÁRDENAS, J et al. 1998)


Ilustración 45. Geología de la Plancha 388 Pitalito, escala 1:100.000 de la Formación Saldaña encerrados en recuadros de color rojizo. La formación la cual tiene color rosa pálido se encuentra intruida por la Cuarzomonzonita de Sombrerillos (cuadro no. 4 en la parte sur central y 2) y por el Granito de Altamira (cuadro no. 4 al SE). Al sur de Palestina, las tobas de la Formación Saldaña están cubiertas discordantemente por Arenitas de la misma formación se encuentran separadas por una superficie de erosión. Está en contacto fallado con la Formación Lodolitas y Calizas de Granadillo (cuadro no. 3 y 2). (CÁRDENAS, J et al. 1998)

Contenido 107

Plancha 389 – Timaná.

Ilustración 46. Geología de la Plancha 389 Timaná, escala 1:100.000 con los correspondientes afloramientos de la Formación Saldaña. La formación está en contacto con el Neis de Guapotón Mancagua y el Granito y Granofels del Recreo (ambos de colores ocres) (cuadro no. 4). Presenta contactos fallado con las rocas de la Formación Gigante (cuadro no.3). Se encuentra en posición discordante con respecto a las formaciones Caballos y Loma Gorda y Hondita (cuadro no. 1). Está intruida por el Granito de Altamira (cuadro no. 2). (RODRÍGUEZ, G et al. 1998).


Ilustración 47. Hidrografía e infraestructura en la Plancha 389 Timaná donde se observan carreteras y los ríos y quebradas. Las posibles vías por la cuales se puede acceder a la Formación Saldaña son la vía Suaza Acevedo y la que se dirige hacia Timaná. (RODRÍGUEZ, G et al. 2003).

10.11 CONCLUSIONES

La Formación Saldaña fue definida formalmente por Cediel (1980, 1981) como

una sucesión de rocas volcano – sedimentarias en el Valle Superior del

Magdalena de edad Jurásica. Mojica & Llinás (1984) y Mojica & Dorado (1987)

reportaron dos miembros para esta formación: el Miembro Prado (Volcánico

Superior) el cual no está definido formalmente y el Miembro Chicalá

(Sedimentario inferior) para el que se señalan similitudes estratigráficas y

litológicas con la Formación Payandé (Triásico) según Rodríguez et al. 1995.

Para facilitar el estudio de la Formación Saldaña, ésta se toma como una sola

unidad sin tener en cuenta los miembros asignados por Mojica & Llinás (1984) y

Contenido 109

Mojica & Dorado (1987). Así mismo, por la falta de niveles guía, poca continuidad

lateral y variaciones en el espesor, se dificulta realizar una columna estratigráfica

para la formación estudiada.

La Formación Saldaña está constituida por rocas ígneas (rocas piroclásticas,

lavas, aglomerados volcánicos y rocas hipoabisales), rocas sedimentarias (Rocas

detríticas, principalmente lodolitas y areniscas) y rocas metamórficas originadas

por metamorfismo de contacto (algunas cornubianas en facies de hornfelsa albita

- epidota a hornfelsa piroxeno).

La edad estimada para esta formación es de Triásico Tardío a Jurásico Medio y

fue definida mediante relaciones estratigráficas, datos paleontológicos y

dataciones radiométricas.

La génesis propuesta por diferentes autores se relaciona con ambientes

sedimentarios continentales con leve influencia marina en el Miembro Chicalá.

Teniendo en cuenta que los materiales en la unidad proceden de estratovolcanes

que presentan afinidad calcoalcalina, concluyen que estos materiales son

asociados a procesos magmáticos relacionados a márgenes convergentes en un

dominio tectónico de retroarco.

10.12 BIBLIOGRAFÍA

MARQUINEZ, C., MORALES A, C., CAICEDO A, J. Levantamiento Geológico

Plancha 322 Santa María. Mapa Geológico de Colombia Plancha 344 Tesalia.

Escala 1:100000. Memoria Explicativa. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá,

2002.









Bogotá, 2002.

Figura 6. Diferentes contactos de la Formación Saldaña con diferentes

Formaciones del Valle Superior del Magdalena. Fuente: MARQUINEZ, C.,

MORALES A, C., CAICEDO A, J. Geología de la Plancha 344 Tesalia. Escala

1:100000. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, 2002.






Geológico Colombiano. Bogotá, 2002. VELANDIA, F., MORALES, C.C.,

CAICEDO, J.C., NUÑEZ, A. Geología de la Plancha 345 Campoalegre. Escala

1:100000. Memoria Explicativa. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, 2002.

RODRÍGUEZ, G., RODRÍGUEZ, M., LEÓN, R. Contribución al conocimiento de la

Estratigrafía de las Rocas sedimentarias de Monte Frío (Jurásico Inferior, Valle

Superior del Magdalena – Colombia). Geología Colombiana No. 19. 1995

VELANDIA, F., FERREIRA, P., RODRÍGUEZ, G., NUÑEZ,A. Geología de la


2002.

VELANDIA, F., MORALES, C.C., CAICEDO, J.C., NUÑEZ,A. Geología de la

Plancha 366 Garzón. Escala 1:100000. Memoria Explicativa. Servicio Geológico

Colombiano. Bogotá, 2002.



Digital, 2010.

Contenido 111

CÁRDENAS, J., FUQUEN, J., NUÑEZ, A. Geología de la Plancha 388 Pitalito.

Escala 1:100000. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, 1998. Versión digital,

2010.



2002.



digital, 2010.

FERREIRA, P., NUÑEZ, A., RODRÍGUEZ, M. Levantamiento Geológico de la

plancha 323 Neiva. Escala 1:100.000. Memoria Explicativa. . Servicio Geológico

Colombiano. 2002.

RODRÍGREZ, G., RODRÍGUEZ, M. Formación Saldaña: Nuevos Aportes

estratigráficos y fosilíferos (Valle Superior del Magdalena – Tolima – Colombia).

Ministerio de Minas y Energía, Servicio Geológico Colombiano – Regional Alto

Magdalena. Ibagué, Enero de 1990.


11. FORMACIÓN YAVÍ (Ky)

Jeimy Rocío Peralta Castiblanco.

Eduardo José Villamil Rodríguez.

.

11.1 AUTOR.

Bernal et al. (1976), lo emplean por primera vez. Mojica y Macía (1981), lo establecen formalmente.

11.2 SECCIÓN TIPO.

Sección de la quebrada Yaví, al pie occidental del Filo El Iguá (Mojica y Macía). Plancha IGAC 283-III-B, región de Prado y Dolores. Renzoni (1994b) analizó las columnas estratigráficas de la Formación Yaví levantadas en el Valle Superior del Magdalena, y propuso un estratotipo compuesto, consistente en un holoestratotipo ubicado en la Quebrada Yaví, un neoestratotipo en el camino Bermejo Alto - Las Moras (Plancha 283 Purificación) y una sección de referencia suplementaria en la Quebrada Carpintero (Plancha 303 Colombia), lo que contribuyó a la claridad en la utilización del nombre.

11.3 LOCALIDAD TIPO.

Afloramientos de la quebrada Yaví al cortar el Filo El Iguá (Mojica y Macía), 8 Km al noreste de la cabecera municipal de Dolores –Dpto. del Tolima-Plancha IGAC 283-III-B.

11.4 EDAD.

Inicialmente se consideran las edades Jurásico superior de Jimeno & Guevara (1976) y Renzoni (1994b), pero las relaciones estratigráficas con las unidades infrayacentes indican una edad Cretácico inferior, la cual fue comprobada hasta Vergara y Pröss (1994) con análisis de polen y esporas, quienes la dataron como Albiano.

11.5 ESPESOR.

Varía alrededor de los 300 m. Esta variación del espesor se ha observado en diferentes regiones, en la región de Alpujarra y Dolores se adelgaza hacia el sureste.

Contenido 113

11.6 DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA:

Es discontinua, se propone que se denomine Formación Yaví a las sedimentitas que se encuentran en la misma posición estratigráfica y tengan características petrográficas litológicas similares a las de la unidad descrita en la localidad tipo.

11.7 DESCRIPCIÓN:

la Formación está compuesta por la interposición de arcosas, litoarcosas, lodolitas y conglomerados de guijos de litoclastos, principalmente volcanitas, su color varía de púrpura a verde. Se diferencia fácilmente de la suprayacente Formación Caballos por su litología y expresión morfológica.

11.8 LITOLOGÍA.

Conglomerados (10-20) %: de guijos finos a cantos finos de rocas volcánicas, subredondeados, con matriz de arena gruesa a media; en capas lenticulares o en bancos tabulares continuos, con estratificación maciza, en artesa, o plana paralela. Arenitas (50-40%): de color púrpura, verde claro o blanco; la textura varía entre arena de grano medio conglomerática y arena fina lodosa; la composición varía entre arcosas y litoarcosas, en capas gruesas lenticulares con cicatrices de erosión; con gradaciones granodecrecientes, estratificación en artesa y laminación inclinada tabular. Lodolitas (30 a 40) % de color púrpura o verde; arenosas hacia la base de la unidad. Con frecuentes capas delgadas de arenitas de grano fino interpuestas; ocasionales capas delgadas de tobas.


Xilópalos hacia el techo de la unidad. Se ha citado de esta Formación en otra localidad la conífera del bosque Metapodocarpoxylon (Edwards Ponds, 1988).


12. FORMACIÓN CABALLOS (Kc)

12.1 AUTOR.

McArthur (1938) en Miley (1945); propone el término. Corrigan (1967); define la unidad en el cerro Caballos al oeste de Olaya Herrera (Ortega, Tolima).

12.2 SECCIÓN TIPO.

Renzoni (1994) propone un estratotipo compuesto que consiste en un holoestratotipo levantado en la quebrada Calambé (Plancha 263 Ortega) y dos secciones de referencia suplementarias en la quebrada Bambucá (Plancha 302 Aipe) y la quebrada Yaví (Plancha 283 Purificación).

12.3 LOCALIDAD TIPO.

Cercanías del cerro Caballos al oeste de Olaya Herrera en el municipio de Ortega, Tolima.

12.4 EDAD.

• Mendivelso (1993); asigna edad del Albiano inferior. • Vergara (1994); con base en microfauna dice que es Albiano inferior a medio. • Renzoni (1994), Etayo & Carrillo (1996); con interpretación paleoambiental:

Aptiano medio a Albiano medio.

12.5 ESPESOR.

En términos regionales, decrece hacia el sur y oeste del Valle Superior, y varía desde 411 m en la quebrada Bambucá (Renzoni, 1994b), a 227 y 175 m en las secciones de las quebradas Itaibe y Yaguaracito, respectivamente (Renzoni, 1994b), y 226 y 210 m en las secciones de las quebradas Carpintero y Vegalarga (Renzoni, 1994b) al este del Departamento del Huila. Cossio et al. (1995) encuentran espesores de 289 m en la quebrada Yaví y 226 m cerca del Municipio de Alpujarra (Plancha 283 Purificación).


El término de Formación Caballos se ha extendido a todo el Valle Superior del Magdalena, se prolonga hasta la cuenca del Putumayo.

Contenido 115


El Miembro Inferior es correlacionable como sinónimos con el «paquete inferior» de Beltrán & Gallo (1968), Formación Caballos de Mendivelso (1982), Formación Alpujarra de Flórez & Carrillo (1994) y «parte inferior» de la Formación Caballos de Renzoni (1994a).

El Miembro Medio es correlacionable como sinónimo con parte del Grupo Villeta (K6) de Torres et al. (1959), «paquete medio» de la Formación Caballos de Beltrán & Gallo (1968), parte de la Formación Villeta de Mendivelso (1982), Formación El Ocal de Flórez & Carrillo (1994) y «parte media» de la Formación Caballos en la quebrada Yaguaracito según Renzoni (1994a).

El Miembro Superior es correlacionable como sinónimo con parte del «paquete superior» de la Formación Caballos de Beltrán & Gallo (1968), parte de la Formación Villeta de Mendivelso (1982), Formación Caballos de Flórez & Carrillo (1994) y «parte superior » de la Formación Caballos en la quebrada Yaguaracito según Renzoni (1994a).

12.8 DESCRIPCIÓN.

Una secuencia arenosa cuyo depósito se da en un ambiente transgresivo a marino somero. Presenta expresiones topográficas medianas, de pendientes moderadas. Suprayace la Formación Yaví transicionalmente y en algunos sectores tiene contacto discordante con la Formación Saldaña y la Cuarzomonzonita de Teruel. Infrayace la Formación Hondita con contacto neto y concordante. Se divide en tres miembros.

12.9 LITOLOGÍA:

Su parte inferior está constituida por arenitas cuarzo-feldespáticas de grano medio y conglomerático, hacia la base, con intercalaciones de arcillolitas bien laminadas de color gris oscuro a negro.

El segmento intermedio consta de arcillolitas grises oscuras a negras, con intercalaciones potentes de cuarzo-arenitas de grano grueso hasta fino en la parte superior.

El conjunto superior consta de cuarzo-arenitas intercaladas con delgados niveles de arcillolitas laminadas con un espesor total de 60 metros.


13. FORMACIONES HONDITA Y LOMA GORDA.

Manuel G. Dussán

Julio E. Rodríguez

13.1 GENERALIDADES

Las Formaciones Hondita y Loma Gorda son definidas por J. DE PORTA (1965) para el

sector del Municipio de Piedras, Tolima, en cercanías a Ibagué. Las secciones tipo se

encuentran en la Quebrada Hondita y el caserío Loma Gorda, respectivamente.

Representan sucesiones detríticas y calcáreas del Cretácico Superior (Cenomaniano-

Coniaciano) de espesores de 100 a más de 500 m y un ambiente marino somero,

reflejado en su abundante contenido fósil. Estrictamente se encuentran en los sectores

del centro y sur del Tolima y del centro y sur del Huila (VSM), pero las mismas litologías

se extienden y se identifican con los nombres de Grupo Villeta (en el oriente del Tolima y

el sur del Cauca-norte del Putumayo) y Grupo Guaguaquí (en el occidente de

Cundinamarca y Santander, VMM).

En el VSM, sector a estudiar en campo, su disposición se ve controlada por un complejo

sistema estructural que incluye las fallas de La Plata, San Andrés, Pacarní, la Hocha e

Itaibe, el Anticlinal de Nátaga, el Sinclinal de Tesalia y el Anticlinal de la Hocha, entre

otros. Su exposición más notable se da en una franja relativamente delgada de

orientación NE que atraviesa las Planchas 344, 345 y 366, aunque continúan

apareciendo más al sur en forma de ―parches‖ aislados.

Contenido 117

Ilustración 48. Planchas geológicas para el sector del VSM. Aproximadamente 1/3 del Cretácico (verde) corresponde a las formaciones Hondita y Loma Gorda.

El uso de los términos Hondita y Loma Gorda en el momento de su definición fue

reducido. BARRERO y VESGA (1976) las identifican en la parte norte del VSM, pero en

general se utiliza el término ―Villeta‖ para estas sucesiones. PATARROYO (1993) sugiere

utilizar los términos oficiales de formaciones Hondita y Loma Gorda para las unidades del

VSM, sosteniendo que el uso del término Villeta en este sector es erróneo. Actualmente

esta es la denominación que se utiliza en las planchas geológicas del sector.


Ilustración 49. Columna estratigráfica de las formaciones Hondita y Loma Gorda levantada por Mendivelso (1993) en el sector de la Quebrada Itaibe.

13.2 FORMACIÓN HONDITA

La Formación Hondita se compone principalmente de lodolitas, con niveles de lodolitas

calcáreas y arenitas bio-perturbadas y glauconíticas (la litología se ve reflejada en las

columnas estratigráficas de MENDIVELSO (1993) y PATARROYO (2011). Su límite

inferior, hace referencia a un contacto neto con la formación Calizas de Tetuán definida

por GUERRERO 2000 y el límite superior en un contacto difuso con la Formación Loma

Gorda que se distingue por su asociación faunística. Presenta un espesor de 90 m en la

Quebrada Hondita (sección tipo) y su espesor es de 163 metros en la Quebrada

Bambuca.

Contenido 119

13.3 FORMACIÓN LOMA GORDA

Llamada en la industria del petróleo como Bambuca Shale consiste en una Formación con potencial de generación de hidrocarburos aunque su contenido fosilífero es limitado, presenta abundante materia orgánica en la sucesión de lodolitas.

En la Plancha 303 se utiliza este nombre compuesto para referirse a las unidades ubicadas estratigráficamente por encima de la Formación Caballos y por debajo del Grupo Olini.

En el área de la Plancha 303 Colombia, aflora en el sector de la quebrada Los Angeles (A-6) y la quebrada El Lindero (A-7), y forma amplias franjas que se angostan hacia el sur. En el sector del río Venado, aflora en el caserío Monguí (F-7) y la quebrada La Montaña (H-6), Al este de Baraya (H-3 y 4) y hacia el sur (Plancha 324.Tello). (PATARROYO 2011)

13.4 EDAD Y ASOCIACIÓN FÓSIL

Según la asociación fósil encontrada se le da una edad de Cenomaniano en la base Mariella sp. En el tope se encuentran Acanthoceras sp. Y Rhynchostreon sp llegando al contacto con la Formación Loma Gorda.


Ilustración 50. Columna estratigráfica de la Formación Loma Gorda y el tope de la Formación Hondita, detallando la distribución del contenido fósil de la parte inferior de Loma Gorda (Patarroyo 2011).

Contenido 121

La Formación Loma Gorda consiste principalmente de lodolitas, calcáreas en la parte

inferior y media y en ocasiones conteniendo concreciones, intercaladas con capas

delgadas de caliza hacia la parte inferior y de ―cherts‖ hacia la parte media. Se identifican

algunos niveles de lodolitas silíceas o cherts para la base de la formación, pero no se

manifiesta en toda su extensión. El tope se identifica debajo de los primeros niveles de

lodolitas silíceas o cherts de la Formación Lidita Inferior (Grupo Oliní). Debido a

complejidad estructural, ni PORTA (1965) ni las planchas geológicas del sector reportan

un espesor definido para la Formación Loma Gorda, pero con base en otros estudios

(e.g. PATARROYO (2011)), se reporta un espesor promedio de 245 m.

El contenido faunístico es muy diverso y permite establecer la edad de la formación, ya

que hay presencia de fauna del Turoniano más inferior hasta el Coniaciano superior.

Representado principalmente en bivalvos y amonoideos, los primeros generalmente de

tamaño reducido y morfologías similares, poco a nada ornamentadas; los segundos

generalmente de tamaño reducido pero con gran variedad de morfologías. En orden

cronológico se encuentra:

● El bio-horizonte Anomia colombiana-Anomia minuta-Anomia sp. cf. papyracea,

propio del Turoniano más inferior (muy cerca al límite Cenomaniano-Turoniano).

● Fauna del Turoniano más inferior: Mitonia gracilis, Quitimaniceras sp.

Choffaticeras (C.) cf. segne y Mytiloides kossmati, entre otros.

● Fauna del Turoniano medio y/o superior: Codazziceras ospinae, Hoplitoides

lagiraldae, H. ingens y Paramammites sp., entre otros.

● Fauna del Coniaciano: Prionocycloceras guayabanum, Reesidites

subtuberculatum, Gauthiericeras sp., Mityloides scupini, Eulophoceras jacobi,

Peroniceras (P.) subtricarinatum y Barroisiceras cf. onilahyense, entre muchos

otros.

● El bio-horizonte Subprionotropis colombianus-Inoceramus apicalis, propio del

Coniaciano superior.

● Fauna del Coniaciano superior como Paralenticeras sieversi.

Se pueden establecer correlaciones de la Formación Lomagorda a partir de la edad de su

contenido fósil con las formaciones La Frontera y Conejo (en la Sabana de Bogotá-

Tequendama), San Rafael y Conejo (en el sector de Boyacá), La Luna (en los sectores

del VMM y Catatumbo) y Chipaque (en el sector oriental de la Cordillera Oriental).


14. GRUPO OLINÍ

Andrés Felipe Moreno Ochoa

Sebastián Hernández Duran

14.1 GRUPO OLINÍ

Nombre introducido por Petters (1954, en Julivert, 1968) y extendido al Valle Superior del

Magdalena por Hubach (1957).

El Grupo Olini (Porta 1965,1966) está compuesto de la Lidita Inferior, los ―niveles de

lutitas‖ y la Lidita Superior. Como lo dijo Porta, el nombre estratigráfico de las unidades

del grupo Olini, no siempre corresponden con su petrografía.

Posteriormente, CÁCERES & ETAYO (1969) le asignan el rango de formación tanto a la

Lidita Superior como a la Inferior. Según Guerrero (2000), el Grupo Olini estaría

conformado por las formaciones Lidita superior, El Cobre y Lidita Superior.

Contenido 123

Ilustración 51. Columna estratigráfica general del Grupo Oliní y La Formación La Tabla. Tomado de: Memoria Explicativa de la Plancha 344 Tesalia.

14.1.1 FORMACIÓN LIDITA INFERIOR

Autor: Los geólogos de Intercol son los primeros que utilizan el nombre de ―Lower

Chert‖, para designar la unidad inferior del Grupo Olini. Petters (1954) utiliza este mismo

término, mientras que Bürgl y Dumit (1954) publican las primeras descripciones

litológicas con el nombre de ―Segunda Lidita‖, término que fue modificado por su propio

autor por el de Lidita Inferior (Bürgl, 1961). Posteriormente es redefinida por Porta

(1965,1966).

Sección Tipo: La sección de referencia está ubicada en el camino de Piedras al caserío

de La Tabla (Departamento del Tolima).


Localidad Tipo: La localidad tipo es el área de Piedras, departamento del Tolima al este

de Ibagué.

Edad: La Formación Lidita Inferior es de edad Santoniano, como lo indica su posición

estratigráfica entre la Formación Lomagorda (la cual incluye el Santoniano más

temprano) y la Formación El Cobre (la cual incluye en algunas localidades el Santoniano

más tardío).

Espesor: Es de 30 a 35 m de espesor según Porta (1965 – 1996). Vergara (1997) midió

64,4 m de espesor en el área de Ataco. Sobre el flanco E del Sinclinal de Guaduas

(Sección Guaduas), la Formación Lidita Superior tiene un espesor de 43 m. En la sección

Quebrada El Ocal su espesor es de 49,5 m.

Descripción: Su contacto inferior en la plancha 344 es con la Formación Loma Gorda,

concordante neto, marcado por la aparición de una capa de chert negro. Este contacto se

distingue claramente sobre la quebrada Pedernal, en el área de La Cañada y en la

sección de la quebrada Itaibe.

Su contacto inferior en la plancha 366 al oriente de La Plata, con la Formación Loma

Gorda, es concordante neto, marcado por la aparición de una capa de chert negro.

Su contacto inferior en la plancha 345 al costado nororiental de la represa de Betania con

la Formación Loma Gorda, es concordante neto, marcado por la aparición de una capa

de limolita silícea con chert negro y pardo.

El contacto superior es neto con la Formación Nivel de Lutitas en la Quebrada La Molina

(Bermúdez, 2004), lo que sería la Formación el Cobre (Guerrero, 2000).

Litología: Según Porta (1965,1966) la formación consta de intercalaciones de ―cherts‖ de

color blanco amarilloso, ―liditas‖, lodolitas y shales negros. Los cherts en delgadas y

esporádicas capas medias prevalecen sobre las otras litologías. Petrográficamente, ellos

pueden ser porcelanitas y cherts calcáreos.

En Guerrero (2000) se realizaron análisis petrográficos más detallados, encontrando para

la formación biomicritas wackestone laminadas finamente, exhibiendo silicificacion parcial

en láminas y lentes irregulares. El reemplazamiento de sílice involucra la mayoría de las

veces los caparazones de los foraminíferos que originalmente están hechos de calcita, y

algunas veces hace involucrar sectores de la matriz calcárea. Estas biomicritas de

textura wackestone tienen una relación de matriz de lodo calcáreo de alrededor de 75 a

90%, y armazón de foraminíferos planctónicos y bentónicos alrededor de 10 a 25% del

total de la roca. La bioturbación en estas rocas está casi totalmente ausente y los

foraminíferos son por lo general más pequeños (diámetros de 20 micras) que los de las

Contenido 125

unidades de arriba y abajo. Las láminas y capas muy delgadas de biomicritas packstone

lodosas, con concentraciones de partículas fosfáticas están presentes en cantidades muy

pequeñas y constituyen menos del 5% de la unidad. No tiene tanto fosfato como la

Formación Lidita Superior.

Paleontología: Las muestras de Hondita y Cardona Creeks incluyen los foraminíferos

plantónicos Heterohelix reussi, Hastigerinoides sp., Archaeoglobigerina cretacea, y

A.blowi.

14.1.2 FORMACIÓN EL COBRE

Autor: Petters (1954) denominó a este miembro como ―Upper Sandstone Member‖ lo

que sugiere un carácter arenoso que contrasta con las facies lutíticas.

Porta (1965,1966) asigna al nivel intermedio del Grupo Olini como ―nivel de lutitas‖ (nivel

de lodolitas).

Barrio & Coffield (1992) designaron los 20 m más superiores de la ―unidad entre los dos

cherts‖ de una manera informal como ―Arenisca El Cobre‖. Ellos no explican el origen del

nombre ―el cobre‖, pero este no pudo ser tomado de la quebrada El Cobre debido a que

allí los afloramientos son de la Formación Caballos en lugar del Grupo Olini.

En Guerrero (2000) la formación El Cobre es formalmente propuesta para referirse a los

estratos entre las Formaciones Lidita Inferior y Lidita Superior del Grupo Olini. Este

reemplaza al término informal ―nivel de lodolitas‖ de Porta (1965,1966).

Sección Tipo: La sección de referencia ubicada en el camino de Piedras al caserío de

La Tabla (Departamento del Tolima).

Localidad Tipo: La localidad tipo es el área de Piedras, departamento del Tolima al este

de Ibagué.

Edad: La formación El Cobre es esencialmente de edad Campaniano temprano. En su

localidad tipo cerca de Piedras, la parte más inferior de la formación incluye también el

Santoniano más tardío, como lo indica Heterohelix reussi, una forma que tiene su última

aparición en el límite Santoniano/Campaniano.

Espesor: Guerrero (2000) da un espesor de 140 m en el sendero Piedras-La Tabla y

Talora Creek.


De acuerdo a Porta (1965,1966), el nivel intermedio del Grupo Olini o nivel de lutitas

(nivel de lodolitas) tiene 65 m de espesor.

Barrio & Coffield (1992) en el área de Ortega (40 km SSW de Payande), tiene un rango

de 90 a 120 m de espesor.

En la sección Quebrada El Ocal el espesor total de la sección es de 187 m y no se

descarta que este espesor refleje una o varias repeticiones de la unidad.

Descripción: En todas las secciones conocidas en Guerrero (2000), la arenisca es

abundante. Si las lodolitas y calizas están presentes, hay siempre arena o al menos

tienen un notorio componente terrígeno, un hecho que contrasta muy fuertemente con las

formaciones Lidita Inferior y Superior, que están compuestas de biomicritas de textura

wackestone, casi totalmente estéril de partículas terrígenas.

El contacto con la Subyacente Lidita Inferior es relativamente fuerte, con una transición

de menos de 5 m en el cual las biomicritas wackestone finamente laminadas de la Lidita

Inferior cambian a areniscas fosilíferas bioturbadas y bioesparita arenosa de la

Formación El Cobre, este contacto es en la sección Talora Creek.

Litología: Tres segmentos son distinguibles en la unidad en la sección de Talora Creek.

El segmento inferior (41 m) está compuesto de una alternancia de medio a muy gruesas

capas de areniscas y calizas, que tienen una suave (flexible) y dura expresión en el

campo. Los estratos flexibles predominan, siendo bioturbados, grano muy fino, areniscas

fosilíferas en capas gruesas a muy gruesas, con concreciones calcáreas 20-40 cm en

diámetro. Los estratos más resistentes y prominentes corresponden bioesparita arenosa

en capas medias y gruesas, también totalmente homogenizadas por bioturbación.

Foraminíferos bentónicos (tamaño arena media a fina) son los fósiles más comunes en

ambas litologías.

En el segmento medio (49m) predomina la arenisca de grano muy fino, fosilífera y

glauconitica, cemento calcáreo, limpia. El segmento es notorio por su estratificación en

láminas y muy delgadas capas presentes en conjuntos de 30 cm de espesor que se

repiten monótonamente. Bioturbacion está notoriamente ausente y predominan las

estructuras hidrodinámicas sobre las biogenicas, incluyendo estratos ondulados de muy

bajo ángulo y lenticulares. Hay esporádicos pero notorias capas fosfáticas medias y

delgadas que tienen valores gamma ray ligeramente por encima del resto de la unidad.

Estos horizontes incluyen partículas fosfáticas y terrígenas que alcanzan tamaño de

arena gruesa y granulo; algunos de ellos friable debido a la meteorización de fosfatos.

Contenido 127

El segmento superior (33 m) incluye areniscas friables, finas a muy finas, verde. Hay

también cemento calcáreo y fosilífero, pero muy glauconitico. Estratificado en láminas y

muy delgadas capas, que componen conjuntos de 3 m de espesor, alternando con muy

gruesas capas del mismo espesor. La bioturbación es moderada, causada por

organismos pequeños que no se desplazan verticalmente, así que la estratificación

original puede ser parcialmente apreciada. Tamaño de grano es ligeramente más grueso

que en las partes inferiores de la formación. Algunas capas son más duras debido a

grandes cantidades de cemento calcáreo.

Paleontología: Los foraminíferos plantónicos son escasos en la unidad, en contraste con

la muy notoria presencia de foraminíferos bentónicos. Entre la muy abundante cantidad

de estos foraminíferos, vale mención Buliminella colonensis, Neobulimina canadensis,

Praebulimina reussi, Boliviana explicata, Siphogenerinoides reticulata y

Shiphogenerinoides cretacea.

14.1.3 FORMACIÓN LIDITA SUPERIOR

Autor: La primera referencia para las rocas de la Formación Lidita Superior es el nombre

―Upper Chert‖ que fue publicado por Petters (1954), pero la primera descripción se debe

a:

Bürgl & Dumit (1954) bajo el nombre de Primera Lidita.

Redefinida por Porta (1965, 1966).



Localidad Tipo: Su localidad tipo está en el área Piedras-La Tabla, departamento del

Tolima al este de Ibagué.

Edad: La edad de la Formación Lidita Superior es Campaniano Tardío. El mejor registro

de edad diagnosticada por foraminíferos y palinomorfos es del Sinclinal Guaduas. En la

localidad tipo, en Piedras, la edad es limitada por registro de abundantes foraminíferos

bentónicos y por la posición estratigráfica de la unidad entre la Formación El Cobre

(Campaniano Temprano) y la Formación Buscavida (Maastrichtiano Temprano).

Espesor: De acuerdo a Porta (1965,1966), en su localidad tipo en el área Piedras-La

Tabla, la unidad tiene 60 m de espesor.


En la sección Girardot-Nariño, de acuerdo a BURGL & DUMIT (1954) esta tiene un

espesor de 105 m.

En Guerrero (2000) se hace una más detallada examinación de la localidad tipo, en la

sección de Talora Creek, donde la Formación Lidita Superior tiene 58 m de espesor.

En la Sección Ataco (Vergara 1997). Lidita Superior alcanza un espesor de 45 m.

Sobre el flanco E del Sinclinal de Guaduas (Sección Guaduas) la Lidita Superior alcanza

un espesor de 160 m.

En la sección Quebrada El Ocal el espesor es de 23 m.

Descripción: El contacto superior con la Formación La Tabla en la plancha 345 se

marca en el primer nivel de arenitas de grano fino en capas medias a gruesas que yacen

sobre el tope del primer nivel de liditas que se observa claramente en la vía Yaguará -

Teruel.

El contacto superior en la plancha 344 se observa al este de la hacienda El Hatillo y en la

sección de la quebrada Itaibe, en donde se encuentra un nivel de arcillolitas rojizas de la

Formación Seca, sobre capas medias de arenitas fosfáticas de grano medio.

Litología: En la sección de Talora Creek la formación está compuesta en su segmento

inferior (18 m) predominantemente por biomicritas forminiferas de textura packstone, en

capas delgadas a medias, finamente laminadas, con esporádicas capas medias y

delgadas de fosforitas que incluyen micritas bio-,pel-,e intra- de textura packstone.

En el segmento medio (16 m), predominan las biomicritas wackestone muy finamente

lamindas, en parte silicificadas, que dan origen a cherts diageneticos. Las microfracturas

verticales en 2 direcciones perpendiculares producen la conocida litología estándar en

prismas ortogonales de 5-10 cm de las que han sido referidas tradicionalmente como

―liditas‖. Concreciones calcáreas y lentes por encima de 30 cm de espesor, son un

producto de diagénesis temprana debido a que los estratos se curvan alrededor de ellos,

saliendo del usual patrón de estratificación plana paralela. Capas fosfáticas son

insignificantes y se presentan en láminas que separan las delgadas capas de micrita y

chert. Estas láminas de fosfatos son reconocidas debido a su naturaleza suave (blanda) y

meteorización a colores amarillentos. Cherts son negros, muy quebradizos y son

fácilmente reconocibles en el campo debido a sus fracturas concoideas; su aspecto es

rugoso (áspero) en contraste con los bordes redondeados desarrollados sobre las

micritas.

El segmento superior (24 m) es similar al segmento basal y de nuevo compuesto de

biomicritas foraminíferas de textura packstone, en capas medias, a delgadas finamente

Contenido 129

laminadas, con esporádicas capas delgadas a medias de fosforitas que incluyen micritas

bio-, pel- e intra- de textura packstone. Estas capas fosfáticas están presentes en capas

duras (fuertes) y suaves (blando); las últimas probablemente corresponden a las

―lodolitas y shales negros‖ de Porta (1966), del sendero Piedras- La Tabla.

Paleontología: Entre los muy abundantes foraminíferos bentónicos del área de Piedras

están incluidos Buliminella colonensis, Bolivinoides draco, Haplophragmoides

perexplicatus, y Bolivinoides decoratus. Las últimas dos formas fueron consideradas

como indicativas del Campaniano Tardío de la base (pies) E de la Cordillera Oriental por

TCHEGLIAKOVA et al. (1997). H. perexplicatus tiene su última aparición en el

Campaniano Tardío y R. decoratus es conocido del CampanianoTardíoo.

En la Sección Guaduas sobre el flanco E del Sinclinal Guaduas, fue registrado el

plantónico Globotruncana ventricosa, que de acuerdo a CARON (1985), tiene su primera

aparición en el Campaniano Temprano tardío. En las secciones de Córdoba sobre el

flanco W del Sinclinal de Guaduas, fue registrado Globotruncanita elevata, que según

CARON (1985) tiene su última aparición durante el Campaniano Tardío.

Los palinomorfos de la Formación Lidita Superior sobre las secciones de Córdoba

incluyen Andalusiella mauthei, Trichodinium castanea, Dinogymnium digitus, y

Alisogymnium euclaense, también presentes en el Campaniano Tardío de la Formación

Aguacaliente de la base E de la Cordillera Oriental (SARMIENTO & GURRERO 2000).

14.2 FORMACIÓN BUSCAVIDAS

Autor: Porta (1965, 1966) denominó los estratos que están sobre los cherts del Grupo

Olini y debajo de las areniscas de la Formación La Tabla, como los ―niveles de lutitas y

arenas‖.

Otros autores han usado varios nombres para estos estratos. En una guía de campo,

CORRIGAN (1967) indicando en su tabla de correlación el nombre ―facies shale

buscavida‖ o ―formación buscavida‖, para referirse a los estratos entre el ―chert superior‖

y la ―formación guaduas‖; el nombre es atribuido a Geólogos de Intercol. De acuerdo a

CORRIGAN, el nombre Buscavida viene del área NW de Tocaima.

BELTRAN & GALLO (1968) usaron el nombre ―formación Monserrate‖ asignando el

origen de esta a Hubach, e indicando que su sección tipo puede ser el Cerro de


Monserrate cerca de Bogotá, para referirse al intervalo entre la ―formación villeta‖ y el

―grupo guaduala‖.

RODRIGUEZ & ULLOA (1994), propusieron el nombre ―formación cordoba‖ para referirse

a los estratos que se encuentran por encima del Grupo Olini y debajo de la Formación

Seca; esta corresponde con el ―nivel de lutitas y arenas‖ y con la Formación La Tabla de

Porta (1965).

Guerrero (2000) formalmente propone la Formación Buscavida para referirse a los

estratos por encima de la Formación Lidita Superior del Grupo Olini y debajo de la

Formación La Tabla.

Sección Tipo: La Sección Piedras – La Tabla y la sección Talora Creek, ambas son las

secciones tipo.



Edad: La Formación Buscavida en su localidad tipo incluye la parte inferior del

Maastrichtiano Temprano, como lo indican los muy abundantes foraminíferos bentónicos

y plantónicos. La edad es también limitada en el Sinclinal de Guaduas, con foraminíferos

y palinomorfos.

Espesor: PORTA (1965, 1966) designó la unidad en su localidad tipo (Piedras-La Tabla)

con 75 m de espesor.

Una detallada examinación en Guerrero (2000) de la litología en su localidad tipo indica

que la Formación Buscavida tiene 90 m de espesor.

La Formación Buscavida sobre la Sección Córdoba tiene un espesor de 120 m.

La Formación Buscavida en el lado E del Sinclinal Guaduas alcanza un espesor máximo

de 160-170 m.

Descripción: La unidad es claramente diferente de los cherts subyacentes del Grupo

Olini, y las areniscas suprayacentes de la Formación La Tabla. El contacto es transicional

con ambas unidades; el contacto inferior es escogido en la primera aparición de

biomicritas impuras y el contacto superior en la primera aparición de capas medias de

areniscas bioturbadas de la Formación La Tabla. GUERRERO (2000) excluye las

areniscas y conglomerados arriba de la Formación Buscavida, para incluirlos en la

Formación La Tabla.

Contenido 131

Litología: La más común litología es biomicrita impura, conteniendo grandes cantidades

de foraminíferos y menos cantidades de partículas de lodo terrígeno. La cantidad

promedio de lodo terrígeno en estas biomicritas impuras incrementa de una manera

gradual hacia el tope de la unidad, y algunas lodolitas están presentes.

Además de los muy abundantes test de foraminíferos, hay horizontes con abundante

bivalvos de pequeño tamaño (1-2 cm) y caparazones de pared delgada. La bioturbación

es muy común a través de toda la formación. Escasos horizontes, de hasta espesor

medio, incluyen partículas fosfáticas, formando intraclastos, caparazones de bivalvos y

foraminíferos plantónicos y bentónicos.

En la parte inferior de la unidad, las biomicritas impuras de textura packstone son una litología común. Paleontología: En el sinclinal de Guaduas, la presencia de Globotruncanella havanensis,

Heterohelix globulosa, y Archaeglobigerina cretacea en la parte más inferior de la

formación indica la presencia del Maastrichtiano más temprano. La primera aparición de

G.havaensis en varias secciones indican que el límite inferior de la Formación Buscavida

está muy cercano al límite Campaniano/Maastrichtiano.

Entre los palinomorfos del Sinclinal Guaduas, vale la pena mencionar Andalusiella

mauthei, Alisogymnium euclaense, Dinogymniumacuminatun, y Andalusiella gabonensis.

Estas últimas formas son comunes en el Maasttichtiano Temprano de la Formación San

Luis de la base E de la Cordillera Oriental.

14.3 FORMACIÓN LA TABLA

Autor: Los estratos asignados a la Formación La Tabla fueron primero caracterizados y

mapeados por RAASVELDT et al. (1956), quien los incluyó en la unidad informal K1. Fue

definida como La Tabla por Porta (1965).





Edad: La Formación La Tabla es colocada en el Maastrichtiano Tempano tardío, como lo

indica la presencia de la parte inferior de la zona Gansserina gansseri.


Espesor: De acuerdo a PORTA (1966), La Tabla tiene un espesor de 85 a 90 m.

Unidades Equivalentes: Se puede correlacionar con las formaciones Labor y Tierna del

Grupo Guadalupe de la Sabana de Bogotá (Pérez & Salazar, 1971).

Descripción: En la sección Piedras-La Tabla y La Sección Talora Creek, la formación

está compuesta de areniscas de grano muy fino a conglomerados de guijarros medio

(pebbles 4 a 16mm). La sucesión es granocreciente hacia arriba en una manera muy

gradual. Su contacto inferior es transicional con las biomicritas impuras y lodolitas

fosilíferas de la parte superior de la Formación Buscavida. Su contacto superior es muy

fuerte con lodolitas terrígenas de grano fino e intercalaciones de areniscas de la

Formación Seca.

La porosidad primaria puede alcanzar cerca del 30% en las areniscas y conglomerados

de la Formación La Tabla, pero el cemento calcáreo ha obstruido la mayoría de esta,

dejando la porosidad cerca de solamente 1-2%. Cemento calcáreo es una característica

muy importante y puede incluso alcanzar al 50 % de algunas muestras, debido a la

parcial a extenso reemplazamiento de partículas terrígenas por calcita durante la

diagénesis.

Litología: Las areniscas de la Formación La Tabla son arenitas líticas, con abundantes

fragmentos de rocas de naturaleza metamórfica y volcánica, fosilíferas con 10% a 45%

de fragmentos fósiles, incluyendo bivalvos y foraminíferos. La mayoría de areniscas son

calcita cementada y son libres de matriz lodosa.

Paleontología: Los foraminíferos son menos abundantes que en la subyacente

Formación Buscavida, pero registra la primera aparición de formas planctónicas,

incluyendo Gansserina gansseri, Globotruncanella citae, y Rugoglobigerina riecheli.

Estas primeras apariciones ocurren muy cerca de la base de la Formación La Tabla, y

justo encima de la muestra superior perteneciendo a la zona G. aegyptiaca del

Maastrichtiano Temprano.

Contenido 133

Ilustración 52. Columna estratigráfica de la Formación Lidita Superior y la Formación La Tabla. Tomado de: Memoria Explicativa de la Plancha 345 CAMPOALEGRE.


14.4 DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA

En las planchas en las que afloran estas unidades, es imposible cartografiar por

separado las unidades antes descritas, debido a la escala de mapeo, por ello se

representaron agrupadas como una sola unidad geológica.

Las siguientes planchas son en las que se pueden encontrar las unidades Grupo olini y

La Tabla: 344 Tesalia, 345 Campoalegre, 366 Garzón y 389 Timana.

Ilustración 53. Distribución del Grupo Oliní y la Formación La Tabla en la Plancha 344 TESALIA.

Contenido 135

El área de exposición de esta formación es equivalente al 2% del área total de la

plancha. Sus principales exposiciones se encuentran al sur de Itaibe, por el camino hacia

la hacienda Las Balsas (H4) y en el trayecto hacia la escuela Los Yuyos - Vereda de San

Isidro (E 6 y 7), sobre el carreteable que une a la finca El Hatillo con la escuela Rural

Mixta (G9 y F10), al sur de la finca El Aguacate por el cañón del río Yaguará (D9), por el

cañón del río Pedernal en el sector de La Cañada y por la Carretera Paicol - La Plata.

Ilustración 54. Distribución geográfica del Grupo Oliní y la Formación la Tabla en la Plancha 345 CAMPOALEGRE.


En esta plancha hay zonas donde sí se puede diferenciar el Grupo Olini de La Formación

La Tabla. El Grupo Olini aflora al oeste y noroeste de la Plancha 345; se observa en

cuchilla El Sapo (1C), loma El Cucharo (2D), al noroeste de la Represa de Betania,

desde el río

Magdalena, a la quebrada La Boa (3A) y al sur del campo petrolero Los Mangos (1E).

Por la carretera entre Yaguará y Letrán se observa afloramientos que están muy

fracturados y plegados, útiles en la descripción de la unidad. También se observa

pequeñas cuñas al noroeste de Yaguará (1A) y al este de El Hobo; estas últimas, por su

escasa extensión, no son cartografiables.

El afloramiento más extenso de La Formación La Tabla ocurre en el sector noroeste de

Yaguará (1C), flanco oeste de la cuchilla El Sapo, formando una pendiente estructural de

unos 30° SW, limitada en superficie por la margen izquierda de los ríos Yaguaracito y

Pedernal; en el cerro El Cucharo (2D) con un espesor menor de 15 m, en la vía Yaguará-

Letrán y en la margen derecha de la quebrada La Boa (3A).

Contenido 137

Ilustración 55. Distribución geográfica del Grupo Oliní y la Formación La Tabla en la Plancha 366 GARZON.

El Grupo Olini y La Tabla son cartografiados como una sola unidad la cual aflora en el

sector noroccidental de la plancha, y abarca un área de 40 km². Constituye el filo del

Escribano

(4A) de 1.500 m de elevación con escarpes abruptos. Otros sitios de afloramiento son las

veredas El Vegón (4B), El Coral (4B) y El Uvital (4C).


Ilustración 56. Distribución geográfica del Grupo Oliní y la Formación La Tabla al noroeste de la Plancha 389 TIMANA.

La unidad en esta plancha conforma una serranía continua que se extiende por la

margen oeste del valle de Timaná, desde la Vereda Charco del Oso hasta el río

Magdalena (1). En el flanco oriental del valle, cerca de Naranjal, desarrolla una

morfología de mesa redondeada (2).

Como podemos ver en la imagen de abajo, en el valle del rio Suaza, al oriente de

Acevedo, la unidad forma una serranía angosta que se extiende por al menos 8 km y

desaparece bajo la Falla Algeciras - Suaza (3).

Contenido 139

Ilustración 57. Distribución geográfica del Grupo Oliní y Formación La Tabla en el área al este del Municipio de Acevedo en la Plancha 389 TIMANA.

14.5 BIBLIOGRAFÍA

GUERRERO J, SARMIENTO G, NAVARRETE R (2000): The Stratigraphy of the

W Side of the Cretaceous Colombian Basin in the Upper Magdalena Valley.

Reevaluation of Selected Areas and Type Localities Including Aipe, Guaduas,

Ortega, and Piedras. GEOLOGIA COLOMBIANA 25, Pgs. 45-110, 12 PI., 5 Figs.,

6 Tabl. , 1 Microp. App.: 6 PI.


TERRAZA M., R. (2003): Origen diagenético de Cherts y Porcelanitas en las

formaciones Lidita Inferior y Lidita Superior (Grupo Oliní), al sur de San Luis

(Tolima), Valle Superior del Magdalena, Colombia.- GEOLOGIA COLOMBIANA,

28, pp. 79-94, 5 Figs.. 5 Laminas, 3 Tablas, Bogotá.

BERMUDEZ, H. Estratigrafía del Grupo Olini en el borde Occidental de la Cuenca

del Valle Superior del Magdalena, Colombia. Universidad Nacional Autónoma de

México. México D.F. 2004.

MARQUINEZ, G., MORALES, C., CAICEDO, J. Geología de la Plancha 344


Bogotá, 2001.




VELANDIA, F., FERREIRA, P., RODRIGUEZ, G., NUÑEZ, A. Geología de la

Plancha 366 Garzón. Escala 1:100000. Memoria Explicativa. Servicio


RODRIGUEZ, G., ZAPATA, G., VELAZQUEZ, M., COSSIO, U., LONDOÑO, A.

Geología de las Planchas 367 Gigante, 368 San Vicente del Caguán, 389

Timaná, 390 Puerto Rico, 391 Lusitania y 414 El Doncello. Escala 1:100000.

Memoria Explicativa. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, 2003.

Contenido 141

15. ROCAS CALCÁREAS CRETÁCEAS DEL VALLE

SUPERIOR DEL MAGADALENA.

José Flórez Peñaloza.

Néstor Gaviria Lugo.

15.1 GENERALIDADES.

En este capítulo se hace una introducción a la estratigrafía de las unidades con rocas

calcáreas depositadas durante el Cretáceo en la cuenca del Valle Superior del

Magdalena, teniendo en cuenta principalmente aquellas con biomicritas y haciendo

énfasis en la Formación Tetuán, explicando con características generales cuales son las

particularidades de las demás unidades con este tipo de rocas en el Cretácico de esta

cuenca, para no redundar con los posteriores capítulos.

15.1.1 ¿QUÉ ES UNA ROCA CALCÁREA?

Se entiende como roca calcárea a una roca sedimentaria que contiene una cantidad de

CaCO3 mayor al 50% composicionalmente, este carbonato puede ser biogénico o

precipitado, uno u otro origen depende de las características propias de la cuenca, como

su profundidad, temperatura y cantidad de organismos presentes, esto último es clave,

dado que por las condiciones propias de la cuenca cretácica Colombiana, la mayoría de

los carbonatos son de origen biogénico, por la combinación de factores que se indicaron

arriba, además de la paleogeografía del cretácico que sitúa a Colombia hacia latitudes

tropicales, que combinado con el mar somero que inundaba el territorio configura las

condiciones ideales para la proliferación de la vida marina, la abundancia de organismos

con partes compuestas de carbonato permitió que se depositaran grandes capas de

rocas calcáreas, especialmente relacionadas con niveles altos del mar precedidos de

transgresiones.


15.1.2 NIVEL DEL MAR CRETÁCEO COLOMBIANO.

Teniendo en cuenta lo propuesto por Etayo et al. (1969), Villamil (1996) y Guerrero

(2002) se durante el Cretáceo se presenta una serie de transgresiones y regresiones del

mar en lo que actualmente es el territorio Colombiano.

Ilustración 58. Contornos marinos para la cuenca marina del NW de SA durante el albiano medio a tardío, tomado de Villamil (1996) y Etayo et al. (1969).

Los transgresiones marinas más fuertes en todo el mundo causadas por un aumento en

el nivel eustático durante el Cretáceo, se aceptan para el Albiano medio y el Turoniano,

durante estos momentos en que el mar alcanzó su nivel más alto en el Cretácico, debido

al aumento de superficie inundada se da también un aumento en la cantidad de rocas

calcáreas que se depositan, además de estos momentos, durante el Cretáceo se dan

otra serie de eventos transgresivos de menor magnitud, pero que igualmente influyen en

la génesis de rocas calcáreas, estos eventos transgresivos se sitúan Guerrero (2002)

Villamil (1996) y están relacionados con las siguientes unidades para el valle superior del

magdalena

Campaniano Lidita Superior

Santoniano Lidita Inferior

Turo-Coniaciano Loma Gorda

Contenido 143

Albiano M-U Tetuán

Aptiano U Caballos Medio

De acuerdo a esto y a lo hablado anteriormente, en las unidades mencionadas se tiene

presencia de rocas calcáreas, en general las rocas calcáreas de estas unidades son

biomicritas de texturas que pueden variar localmente de mudstone a packstone,

petrograficamente presentan características muy similares, y su identificación en campo

se debe basar en la relaciones que se den entre las unidades adyacentes y su contenido

fósil, el cual es el que más ayuda para distinguir unas biomicritas de otras, principalmente

los fósiles con utilidad bioestratigráfica.

A continuación se hace una recopilación de las principales características de las

unidades mencionadas, no se profundiza mucho porque más adelante en esta guía se

trataran algunas las unidades con más detalle, en este trabajo se tiene en cuenta la

nomenclatura propuesta por Guerrero (2000), ya que se considera la más adecuada y

con menos problemas estratigráficos.

15.2 FORMACIÓN CABALLOS (PARTE MEDIA-FORMACIÓN EL OCAL).

AUTOR: Formación Caballos es el término propuesto originalmente en 1938 por

McArthur (en Miley, 1945) cerca de Ortega, Tolima, en la quebrada Urapa del cerro

Caballos.

Corrigan (1967), establece formalmente la unidad, en el cerro Caballos al oeste de Olaya

Herrera (Ortega, Tolima).

SECCIÓN TIPO: Renzoni (1994) propuso establecer un estratotipo compuesto

consistente en un holoestratotipo levantado en la quebrada Calambé (Plancha 263

Ortega)


15.2.1 RESEÑA HISTÓRICA.

Tabla 7. Compilación histórica Formación Caballos parte media o Formación El Ocal.

Vergara

(1994)

Vergara

(1995)

Renzoni

(1994)

Mendivelso

(1982) &

Renzoni

(1994)

Magdalena,

Beltrán &

Gallo (1968)

Etayo & Carrillo

(1996)

(Formación

Ocal)

Con Base en

microfauna,

asigna la

Formación

Caballos,

expuesta en la

quebrada

Bambucá

(Plancha 302

Aipe) al

intervalo

Albiano

Incluye

ammonites

(Roloboceras

sp.,

Epichelonicer

as sp.) y

foraminíferos

de edad

Aptiano

Tardío

Asigna la misma

sección al

intervalo

Aptiano medio -

Albiano medio,

y amplía el

rango mediante

interpretación

paleoambiental

y regional.

Las

exposiciones

de la unidad en

Itaibe y

Yaguaracito

(Huila),

localizadas al

noroeste de

Timaná, están

entre el Albiano

inferior y el

Albiano medio

bajo.

Al sur del

Valle Superior

del

Magdalena,

mencionan

que esta

unidad

corresponde al

Aptiano

inferior -

Albiano medio.

Coleccionado

Stoyanowiceras

treffryanus

(Karsten) y

Stoyanowiceras ct.

colombiana (Scott),

especies que

permiten asignar

estas capas del

Aptiano superior.

Neodeshayesites

stutzeri (Riedel) y

Neodeshayesitesco

lumbianus (Riedel),

especies de

amonitas que

permiten reconocer

el Albiano inferior

(ETAYO SERNA

1979).

LITOLOGÍA: Lodolitas (40-60%), Calizas (10-40%) La mayoría lumaquelas lodo-

soportadas a clastosoprotadas, bioclastos orientados paralelamente a la estratificación, a

menudo bioturbada; otras lodo-soportadas (bioclastos <50%, lodo >40%), ferruginizadas

con ooides hasta en un 50%, Arenitas (5-40%).

ESPESOR: En cuanto al espesor, en términos regionales, decrece hacia el sur y oeste

del Valle Superior, y varía desde 411 m en la quebrada Bambucá (Renzoni, 1994), a 227

Contenido 145

y 175 m en las secciones de las quebradas Itaibe y Yaguaracito, respectivamente

(Renzoni, 1994), y 226 y 210 m en las secciones de las quebradas Carpintero y

Vegalarga (Renzoni, 1994b) al este del Departamento del Huila.

PALEONTOLOGÍA: Incluye especies de ammonites (Roloboceras sp., Epicheloniceras

sp.), Stoyanowiceras treffryanus (Karsten) y Stoyanowiceras ct. colombiana (Scott),

Neodeshayesites stutzeri (Riedel) y Neodeshayesitescolumbianus(Riedel), Foraminíferos

bentónicos, Icnofosiles. La Formación Caballos es principalmente de naturaleza marina,

especialmente el segmento medio (Guerrero et al. 2000)

15.3 FORMACIÓN TETUÁN.

15.3.1 RESEÑA HISTÓRICA.


Tabla 8. Compilación histórica Formación Tetuán.

VERGARA

(1994, 1997)

BARRIO &

COFFIELD (1992)

ETAYO &

FLÓREZ y

ETAYO (1

994)

PEÑA &

ANNICCHARI

CO (1999)

RAASVELDT

et al. (1956)

GUERRERO et

al, 2000

Incluye el estrato

bajo el Grupo

Olini en la

Formación Honda

y Loma Gorda

siguiendo la

propuesta original

de PORTA (1965,

1966).

El nombre ‗Calizas

de Tetuán‘ ha sido

utilizado

previamente de

forma imprecisa e

informal, para

referirse a estratos

en diferente

posición

estratigráfica.

Incluyen el

miembro arenitico

superior de la

Formación

Caballos

Usan el

nombre

informalmente

para referirse a

estrato

suprayacente

miembro

arenitico

superior de la

Formación

Caballos

Colocan la

unidad sobre

la Formación

Caballos e

indican que

alcanzar un

espesor

máximo de

145 m en

pozos de

petróleo, y las

secciones de

campo miden

hasta 80 m de

espesor en la

parte inferior

de la unidad.

La Formación

Tetuán

corresponde a

la unidad K8.

en un pozo

petrolero en el

VSM de la

Texas Pe Co.

La Formación

Tetuán es

redefinida,

incluyendo todos

los estratos

calcáreos sobre la

Formación

Caballos y bajo de

la Formación

Hondita.

Modifican el límite

superior de la

Formación

Hondita dentro de

la que restringen

los depósitos

terrígenos y

bioclásticos

calcáreos.

15.3.2 AUTOR.

Guerrero et al. 2000

15.3.3 SECCIÓN TIPO.

Río Tetuán (Ortega-Tolima), El anticlinal de Chicuambe, a 6km NE de Ortega y 10 km del

Río Tetuán.

Contenido 147

15.3.4 LITOLOGÍA Y ESPESOR.

200m en la sección tipo. Biomicritas (texturas packstone y wackstone), shale fosilíferos y

lodolita fosilífera.

Ilustración 59. Sección por el anticlinal de Chicuambe, área de Ortega. Tomado de Guerrero et al. (2000).

PALEONTOLOGÍA: Foraminíferos, Bivalvos Inoceramus, Amonoideos como

Oxytropidoceras sp., Venezoliceras sp. Protanisoceras sp., Lyelliceras sp., Tegoceras

sp. Prolyelliceras sp.


15.4 FORMACIÓN HONDITA Y LOMA GORDA.

15.4.1 RESEÑA HISTÓRICA FORMACIÓN HONDITA Y LOMA GORDA.

Tabla 9. Compilación histórica Formación Hondita y Formación Loma Gorda.

Barrero & Vesga

(1976)

Patarroyo

(1993)

Mendivelso

(1993)

Vergara

(1994)

Utilizaron esta

denominación en la

cartografía de las

rocas sedimentarias

cretácicas, en el

extremo norte del

Valle Superior del

Magdalena.

Expone la conveniencia de

usar las formaciones Hondita

y Loma Gorda, en el Valle

Superior del Magdalena

debido a la diferencia litológica

y de edad del Villeta de la

cuenca de Girardot; revisa el

límite superior y propone la

quebrada Calambé (Plancha

363 Argelia) como sección de

referencia.

Descripción estratigráfica

detallada de una sección en

la quebrada Itaibe, ubicada

en la Plancha 344 Tesalia, al

este del caserío de Itaibe. En

esta sección afloran rocas de

edades desde Albiano inferior

hasta Maastrichtiano, que

incluyen las formaciones

Hondita y Loma Gorda, pero

que el autor reúne con el

nombre de Grupo Villeta.

Aporta datos

micropaleontológicos

y estratigráficos de la

formación en el Valle

Superior del

Magdalena.

15.5 FORMACIÓN HONDITA.

15.5.1 AUTOR.

Las formaciones Hondita y Loma Gorda fueron descritas por Porta (1965).


El nombre de la Formación Hondita procede de la quebrada Hondita en el Municipio de

Piedras (Tolima), en donde se encuentra la sección tipo.

Contenido 149

15.5.3 LITOLOGÍA.

Las rocas de la parte alta de la Formación Hondita en la quebrada Bambucá están

representadas por lodolitas físiles negras, biomicritas y bioesparitas grises. Patarroyo

(2011). Intercalaciones de lodolitas arenosas y limolitas, grises, con laminación plana

paralela, en capas de 0,3 a 1m de espesor (memoria plancha 366 Gárzon).

15.5.4 ESPESOR.

Las formaciones Hondita y Loma Gorda tienen un espesor de 582 metros, medidos en la

quebrada Itaibe. Plancha 344 Tesalia.

15.5.5 EDAD.

Según Patarroyo (1993), la Formación Hondita abarca desde el Albiano medio hasta el

Coniaciano. El contenido palinológico de la parte más alta de la Formación Hondita en el

área de Piedras también indica rangos de Cenomaniano tardío a Turoniano temprano,

Dichastopollenites sp. es un polen conocido del Cenomaniano tardío de Egipto. Guerrero

et al (2000).

15.5.6 PALEONTOLOGÍA.

Restos fósiles de peces y algunas amonitas, bivalvos y fragmentos carbonosos de

plantas. Ocurren ocasionalmente gastrópodos, ostreidos y raros amonoideos.

Rhynchostreon sp. y Acanthoceras sp. (parte más alta de la unidad). Los depósitos de la

Formación Hondita fueron acumulados durante el Cenomaniano de acuerdo con la

presencia de Mariella (M.) sp. (hacia la base de la unidad). Patarroyo (2011)

15.6 FORMACIÓN LOMA GORDA.

15.6.1 AUTOR.

El nombre de Formación Loma Gorda fue utilizado por primera vez por de Porta (1965)

para designar una secuencia de lodolitas, lutitas, calizas y niveles muy delgados de chert,

con niveles de concreciones calcáreas.



La Loma Gorda, ubicada en el camino de Lomalarga a La Tabla, en el Municipio de

Piedras (Departamento del Tolima).

15.6.3 LITOLOGÍA.

Quebrada Bambucá el primer segmento tiene 99 m de espesor y está constituido por

micritas, biomicritas y lodolitas calcáreas, de color negro y gris. El segmento intermedio

con 52 m está caracterizado por la ocurrencia de capas silicificadas ("cherts" – tercera

lidita) que corresponden realmente a micritas y biomicritas antes de la diagénesis. El

segmento superior posee 94 m de espesor y en mayor proporción está representado por

lodolitas físiles y ocasionalmente por micritas y cuarzo arenitas bioperturbadas, en las

que es común encontrar glauconita, según Patarroyo (2011).

15.6.4 EDAD.

Según Patarroyo (1993), la Formación Loma Gorda es de edad Coniaciano, de acuerdo

con la fauna de amonites reportada por diversos autores. La edad de la Formación Loma

Gorda representa entre el Cenomaniano más alto y el Coniaciano de acuerdo con Villamil

& Arango (1998).

15.6.5 ESPESOR.

Las formaciones Hondita y Loma Gorda tienen un espesor de 582 metros, medidos en la

quebrada Itaibe. Plancha 344 Tesalia. Mide 238m en la Quebrada Hondita.

15.6.6 PALEONTOLOGÍA.

Ocurrencia de Anomia sp. cerca de 6 m arriba de la base de la Formación Loma Gorda

dentro del mismo nivel estratigráfico se colectaron Mytiloides kossmati (Heinz) y M.

goppelnensis (Badillet and Sornay).

Contenido 151

15.7 FORMACIÓN LIDITA SUPERIOR.

15.7.1 RESEÑA HISTÓRICA DEL GRUPO OLINÍ:

Tabla 10. Compilación histórica Grupo Olini.

Petters (1954, en

Julivert, 1968)

Hubach (1957) De Porta (1965)

El nombre de Grupo Oliní

introducido sin presentar una

descripción litológica completa,

pero indicando tres miembros:

Lower Chert, Upper Sandstone

Member y Upper Chert Member

y ubicando en dos de ellos

especies nuevas de

foraminíferos.

Extendió el nombre por el Valle

Superior del Magdalena y el

área de Girardot – Guataquí.

Define el Grupo Olini

ubicándose entre la Formación

Loma Gorda y el Nivel de Lutitas

y Arenas e incluye las

formaciones Lidita Inferior, Nivel

de Lutitas y Lidita Superior, en la

sección de referencia ubicada

en el camino de Piedras al

caserío de La Tabla

(Departamento del Tolima).

15.7.2 LOCALIDAD TIPO:

De Porta (1965, 1966), tiene su localidad tipo en el área de Piedras - La Tabla.

15.7.3 LITOLOGÍA:

Micritas fosilíferas, y biomicritas wackstone y packstone fosfatico (compuestas por lodo

calcáreo), micrita silicificada, chert diagenico, shale siliceo.

15.7.4 ESPESOR:

Según De Porta tiene 60 m de espesor.


15.7.5 EDAD:

Campaniano tardío, por reconocimiento de foraminíferos y palinomorfos, según Guerrero

et al.(2000).

15.7.6 PALEONTOLOGÍA:

Foraminíferos (Buliminella colonensis, siphogenerioides sp.)

15.8 CARTOGRAFÍA.

Ilustración 60. Imagen tomada de la memoria explicativa plancha 388 Pitalito: Rsc: Formación Caballos y Formación Hondita - Loma Gorda.

Contenido 153

Ilustración 61. Imagen tomada de la memoria explicativa plancha 344 Tesalia: Kc: Formación Caballos.


Ilustración 62. Imagen tomada de la memoria explicativa plancha 366 Garzón: Kc= Formación Caballos, Kh= Formación Hondita, Kl= Formación Loma Gorda, Ko= Grupo Olini, Kt= Formación La Tabla.

Contenido 155

Ilustración 63. Imagen tomada de la memoria explicativa plancha 344 Tesalia: Kh-Kl: Formaciones Hondita y Loma Gorda, Ko-Kt: Grupo Olini y Formación La Tabla

También afloran en la plancha 389 Timaná, las formaciones Caballos, Hondita, Loma

Gorda, Grupo Olini (En el flanco oriental del valle, cerca de Naranjal).

15.9 CONCLUSIONES.

Las rocas calcáreas del Cretácico en la cuenca del Valle SUperior del Magdalena son

principalmente biomicritas con textura wackstone, que pueden variar localmente a

packstone o mudstone y están asociadas a unidades que indican niveles altos del mar.

La Formación Tetuán no se encuentra dentro de la cartografía oficial del Servicio

Geológico Colombiano, por lo que una buena caracterización de esta unidad mediante

transectas y una posterior cartografía de la misma deberían ser parte de los objetivos del

curso de campo VI.

La distinción entre las diferentes tipos de rocas calcáreas es muy difícil a partir de

características netamente sedimentológicas, se debe tener en cuenta la relación con las

rocas adyacentes así como el contenido fósil que se halle, este último es vital a la hora

de hacer la distinción entre unidades además de una herramienta que se recomienda

explotar durante el curso, dado que la mayoría de las unidades tienen muy buena


conservación del registro fósil y se puede aprovechar para adelantar trabajos de

bioestratigrafía.

Las unidades asociadas con los niveles más altos del mar, Tetuán y Loma Gorda, son

importantes económicamente, ya que son rocas generadoras de hidrocarburos.

16. GRUPO VILLETA

Andrés Felipe Picón García.

María Alejandra Rodríguez Mustafa.

16.1 INTRODUCCIÓN.

El término Villeta se acuñó por primera vez en el siglo XX para una sucesión de rocas con predominancia de lodolitas y cuarzoarenitas en la Cordillera Oriental Colombiana que comprenden el lapso Barremiano-Santoniano. Sin embargo, bajo la influencia de términos utilizados en la industria del petróleo, se ha empleado para designar sucesiones de edad Cretácica en base a criterios litológicos únicamente, lo cual ha causado que su extensión sea mayor a la debida, por lo que se ha usado indebidamente el término en el VSM.

16.2 EVOLUCIÓN DEL TÉRMINO SEGÚN PEÑA (2002).

• Hettner (1892): Propone el término Villeta para una sucesión de shales negros en la Cordillera Oriental.

• Grosse (1935): Lleva el nombre Villeta al VSM. • Miley (1945): Posiciona la Formación Villeta sobre La Formación Caballos y bajo la

‗Formación Monserrate‘. • Olson (1956): Usa el término Villeta en el VSM y en la Cordillera Oriental. • Hubach (1957): Extiende las formaciones Une y Fómeque al VSM. • Porta (1965-66): Formaliza las formaciones Hondita y Loma Gorda. • Corrigan (1967): Sugiere el nombre Formación Villeta en el mismo sentido de Miley

(1945).

Contenido 157

• Beltrán & Gallo (1968): Toman el mismo sentido de Corrigan (1967) pero cambian los límites litológicos.

• Etayo (1994): Mantiene el nombre Grupo Villeta incluyendo las formaciones introducidas por Porta (1965-1966).

• Julivert (1968), Patarroyo (1993) y Vergara (1994): Proponen abandonar el término ‗Grupo Villeta‘ en el VSM.

• Guerrero (1996): Apoya el uso exclusivo de ‗Grupo Villeta‘ para la Cordillera Oriental. • Villamil (1998): Utiliza nuevamente el término ‗Grupo Villeta‘ para el VSM subdividiéndolo

en las formaciones del grupo correspondientes al flanco occidental de la Cordillera Oriental.

• Actualmente: Aunque en las planchas se utilizan las formaciones Calizas de Tetuán, Hondita y Lomagorda para la nomenclatura del VSM, aún hay autores que apoyan el uso del término ―Grupo Villeta‖ en esta cuenca.

16.3 UNIDAD EN LA CORDILLERA ORIENTAL.

El Grupo Villeta original tiene un espesor de entre 3 km y 4 km, una edad comprendida entre el Barremiano y el Santoniano y su área de aporte ha sido definida como cratónica.

16.3.1 GRUPO VILLETA EN EL FLANCO ORIENTAL DE LA CORDILLERA ORIENTAL.

Hubach (1957) es quien lo delimita y le hace subdivisiones litoestratigráficas en secciones de la Cordillera Oriental hacia el Este de Bogotá denominando de manera general:

Formación Chipaque: Lodolitas.

Formación Une: Arenitas

Formación Fómeque: Shales con intercalaciones de calizas

16.3.2 GRUPO VILLETA EN EL FLANCO OCCIDENTAL DE LA CORDILLERA ORIENTAL (LITOLOGÍAS SIMPLIFICADAS).

Formación Conejo: Lodolitas

Formación La Frontera: Calizas hacia la base y calizas silicificadas hacia el tope


Formación Pacho: Lodolitas laminadas

Formación Hiló: Calizas silicificadas

Formación Capotes: Lodolitas calcáreas

Formación Socotá: Areniscas, lodolitas y margas fosilíferas

Formación Trincheras: Lodolitas con intercalaciones de calizas y arenitas

16.4 „GRUPO VILLETA‟ EN EL VSM.

Formación Loma Gorda: Lodolitas con nódulos calcáreos e intercalaciones de capas de chert (Martínez & Vergara 1999).

Formación Hondita: Lodolitas intercaladas con delgadas capas de biomicritas.

Formación Calizas de Tetuán: Biomicritas y margas.

Sin embargo, algunos autores también incluyen el Grupo Oliní en el ―Grupo Villeta‖ en el VSM.

A continuación se muestra una tabla de resumen de las diferentes nomenclaturas que se han propuesto para el VSM, especialmente a lo que se le ha llamado ―Grupo o Formación Villeta‖.

Contenido 159

Tabla 11. Nomenclaturas que se han propuesto para el VSM, especialmente a lo que se le ha llamado “Grupo o Formación Villeta” (Guerrero et al., 2000).

16.4.1 PROBLEMA ESTRATIGRÁFICO EN EL VSM.

La terminología informal, la influencia de las unidades utilizadas en la industria del petróleo y la poca rigurosidad hicieron que en el VSM se denominara Grupo Villeta a lo comprendido ente la Formación Caballos y el Grupo Oliní, y Formación Villeta a un nivel de shales negros que no corresponden a la edad ni al espesor de lo que se denomina ‗Villeta‘ en la Cordillera Oriental o a todo lo comprendido entre la Formación Caballos y el equivalente al Grupo Guadalupe.

El Grupo Villeta no es equivalente a lo encontrado en el VSM puesto que la edad comprendida allí para la sucesión a la cual se le asigna ese nombre es Albiana-Coniaciana y no corresponde a la asignada a la unidad original. Adicionalmente, estudios de proveniencia han afirmado que el área de aporte de las unidades del VSM no es el cratón puesto que se tiene una fuerte influencia volcánica y calcárea en las unidades presentes, asociándolas en gran parte a sedimentos provenientes de la ancestral Cordillera Central. (Guerrero et al., 2000).

Por otro lado, el término ‗Formación Villeta‘ también resulta inoportuno puesto que este hace referencia a una similitud litológica únicamente (Guerrero et al., 1996) y no sigue los lineamientos de la Guía y el Código Estratigráficos.


16.5 CONCLUSIONES.

Es inadecuado el uso de Grupo Villeta en el VSM puesto que está definido solo por criterios litológicos y no se tienen en cuenta las edades ni los análisis de proveniencia de las unidades en ambas regiones. El término Villeta (en ninguno de sus rangos) debe extenderse a las unidades del VSM, debe restringirse a la Cordillera Oriental.

17. LÍMITE CRETÁCICO-PALEÓGENO.

Palabras clave: Formación Seca, Cretácico, Límite, Valle Superior del Magdalena,

Paleógeno, Grupo Chicoral.

17.1 INTRODUCCIÓN

A lo largo de la historia del planeta tierra han ocurrido eventos catastróficos con

profundas consecuencias para la biota, estos eventos son llamados extinciones y al

menos se pueden reconocer cinco de éstos.

Cambios ambientales relacionados con la emisión de gases de invernadero,

calentamiento global, ciclo del Carbono y productividad primaria, son asociados a la

extinción masiva del Límite Cretácico-Terciario; la cual tuvo su punto culminante con el

choque de un meteorito en las costas de Yucatán hace 65 millones de años.

La secuencia sedimentaria Cretácica de la cuenca del Valle Superior del Magdalena se

asocia a una transgresión y está representada por los conglomerados y arenitas de las

formaciones Yaví y Caballos, los sedimentos finos de mayor profundidad de la Formación

Coquiyú y posteriormente a un retroceso del mar, marcado por la Formación Hondita

Contenido 161

Loma-Gorda, el Grupo Oliní y la Formación La Tabla, la cual registra la última etapa de

retroceso a finales del Cretácico.

El límite Cretácico – Paleógeno se encuentra representado litológicamente por la

Formación Seca, en la cual se infiere un cambio de ambiente marino a uno continental

(Velandia et al., 1996). Según Irving, 1971 esta regresión se puede asociar con el

levantamiento de la Cordillera Occidental y el emplazamiento de batolitos en la Cordillera

Central. Sobre la Formación Seca aflora el Grupo Chicoral, conformado por las

formaciones Palermo, Baché y Tesalia, de edad Paleógeno.

La Formación Seca fue propuesta en el año 1965 por De Porta para definir una sucesión

de arenitas y lutitas rojizas que se encuentran intercaladas con rocas sedimentarias

marinas cretácicas, correspondientes al Grupo Oliní - Formación La Tabla y la secuencia

rutítica continental (Grupo Chicoral) del Paleógeno (Marquínez, et. al., 2002).

Con el fin de documentar la información correspondiente a las formaciones asociadas a

este importante cambio que marca el final de la era Mesozoica y el comienzo de la era

Cenozoica, se utilizan los mapas geológicos de las Planchas 344 (Tesalia), 345

(Campoalegre), 366 (Garzón), 367 (Gigante), 388 (Pitalito) y 389 (Timaná), las cuales

cubren en su totalidad el área a trabajar en la salida de Campo VI y muestran los

afloramientos y contactos de dichas unidades en la zona. A su vez se pretende alimentar

la guía de campo con la recopilación hecha para este trabajo con las memorias

explicativas de las planchas anteriormente mencionadas y los trabajos del Valle Superior

del Magdalena referenciados en la bibliografía.

17.2 FORMACIÓN SECA (KPGS)

● Autor: De Porta, 1965.

● Sección tipo: Quebrada Seca, ubicada al sur de la población de Cambao

(Cundinamarca).

● Edad y correlación: Maastrichtiano-Paleoceno. Se puede correlacionar por edad y

posición estratigráfica con las formaciones Teruel y San Francisco pertenecientes

al Grupo Guaduala de Beltrán & Gallo (1968) y con la parte inferior de la

Formación Guaduas, de la cuenca de Bogotá (Sarmiento, 1993).

● Litología: alternancia de lutitas y arcillolitas rojizas intercaladas con capas de

arenitas líticas de grano fino a medio.

● Espesor: 550 m en el sector de la hacienda El Hatillo.


● Distribución geográfica: aflora a lo largo del carreteable hacia la hacienda El Hatillo (G9) y por la carretera Tesalia-Pacarní, y forma franjas alargadas de dirección N5°E; el área aflorante es equivalente al 5% del área total de la plancha 344 Tesalia.

● Contactos: Contacto inferior con la Formación La Tabla es neto. y se define con la aparición del primer paquete de cuarzoarenitas de color gris crema de la Formación La Tabla.

● Contacto superior con el Grupo Chicoral es discordante. marcado en la última capa de arenisca de color gris oscuro que infrayace la arenisca de grano medio a conglomerático de tono rojizo con que se inicia el Grupo Chicoral.

● Descripción: Sucesión de arenitas y lutitas rojizas que se encuentran intercaladas entre las rocas sedimentarias marinas cretácicas, del Grupo Oliní – Formación La Tabla y la secuencia rudítica continental del Paleógeno, que conforma el Grupo Chicoral.

17.3 PLANCHAS

La Plancha 344 - Tesalia a escala 1:100000, cuenta con una extensión de 2.000 km².

En un 45% del área su morfología es plana a ligeramente ondulada correspondiente a la

Subcuenca de Neiva, el área restante se caracteriza por presentar una morfología

abrupta, conformada por las estribaciones orientales de la Cordillera Central. La

Formación Seca aflora en los sectores marcados con el color café (Gómez, 1998). A

continuación se identifica la distribución geográfica de la unidad:

a. Hacia el suroeste de la plancha, al sur del municipio de Nátaga se observa el

contacto fallado generado por la falla de la Plata entre la unidad y el Batolito de

Ibagué (Ji) de color rosado claro. Así mismo se presenta un contacto neto con el

Grupo Oliní - Formación La Tabla (Ko - Kt) de color verde claro..

b. Para el sector del Sinclinal de Tesalia ubicado al sureste de la plancha, la unidad

aflora en contacto discordante con el Grupo Chicoral, conformado por las

formaciones Palermo (Pgp), Baché (Pgb) y Tesalia (Pgt), mencionadas en orden

cronológico de la más antigua a la más joven. En el flanco W del sinclinal, la Falla

de Pacarní pone en contacto a la Formación Seca con la Formación Baché.

c. En el noreste de la plancha se presenta un contacto fallado con la Formación

Hondita - Loma Gorda (Kh - Kl) de color verde oscuro, correspondiente a la Falla

de la Hocha. (Ver Anexo: Unidades sedimentarias y su leyenda geológica).

Contenido 163

Ilustración 64. Plancha geológica indicando los afloramientos de la Formación Seca. Adaptado por Blandón & Beltrán de Plancha 344 - Tesalia. (Marquínez et al., 2002)


Ilustración 65. Distribución geográfica de la Formación Seca, principales municipios y drenajes, vías carreteables marcadas en color gris grueso y vías sin pavimentar marcadas en color café. Adaptado por Blandón & Beltrán de Memoria explicativa Plancha 344 - Tesalia. (Gómez, 1998).

La Plancha 345 - Campoalegre cubre un área de 1800 km2 con morfología plana a

ligeramente ondulada, correspondiente a la cuenca del VSM y una morfología abrupta

conformada por las estribaciones occidentales de la Cordillera Oriental y una mínima

parte del oriente de la Cordillera Central. El río Magdalena cruza la plancha por la zona

central, con dirección SW-NE; además, sobresalen los ríos Neiva, Blanco, Yaguará y

Pedernal. La unidad aflora en los siguientes sectores:

a. En la esquina noroccidental de la plancha una parte aflora en contacto fallado con

la Cuarzomonzonita de Teruel (Jt) de color fucsia, contado dado por la Falla de

Upar, también con el Batolito de Ibagué (Ji) en contacto fallado por la Falla de La

Plata y a su vez presenta contactos fallados con el Grupo Chicoral y depósitos

aluviales recientes (Qal), abanicos recientes (Qar) y terrazas pumíticas (Qt) en

una menor proporción.

b. La falla de Yaguará junto con otras fallas pequeñas le otorgan un contacto fallado

con el Grupo Oliní - Formación La Tabla (Ko – Kt) en el sector de la Falla de

Yaguará, en donde a su vez aflora junto con depósitos aluviales recientes (Qal) y

terrazas pumíticas (Qt). Parte de esta unidad fue cubierta por aguas de la

Represa de Betania.

Contenido 165

c. En este sector aislado de la plancha la unidad aflora en cercanías a la Inspección

Potrerillos, donde precisamente el Sistema de Fallas de Potrerillos la pone en

contacto fallado con la Formación Gigante (Nggi) compuesta por arenas tobáceas

y pumíticas, la Formación Saldaña (Js) y Cretácico sin diferenciar (K) el cual se

presenta en afloramientos aislados a manera de cuñas difíciles de correlacionar

entre sí y de ubicar estratigráficamente, pero a los cuales, debido a sus

características litofaciales, se les puede asignar como de edad cretácica y que

aparecen desde el sureste de El Hobo por el carreteable a El Estoracal, en la

finca El Mesón y en la quebrada El Hobo. La descripción de este conjunto de

rocas es como sigue: calizas fosilíferas de color gris a crema, lodolitas calcáreas

con niveles bioesparíticos, intraclastos de pellets fosfáticos (?). Caliza negra

biomicrítica, arenita calcárea con bivalvos, algunos paquetes con estratificación

ondulada no paralela y shales negros carbonosos con diaclasas rellenas de

calcita formando venillas (Morales, et al., 2001).


Ilustración 66. Plancha geológica 345 Campoalegre indicando los afloramientos de la Formación Seca. Adaptado por Blandón & Beltrán de Plancha 345 - Campoalegre. (Velandia et al., 1999).

Contenido 167

Ilustración 67. Distribución geográfica de la Formación Seca (color café oscuro), principales municipios y drenajes, vías carreteables marcadas en color gris grueso y vías sin pavimentar marcadas en color café. Adaptado por Blandón & Beltrán de Memoria explicativa Plancha 345 - Campoalegre. (Morales, et al., 2001).

La Plancha 366 - Garzón cubre un área de 2.000 km2 con morfología plana a

ligeramente ondulada; la mayor parte está conformada por las estribaciones montañosas

de las cordilleras Oriental y Central, con la Serranía de Las Minas como rasgo

importante. Además del río Magdalena, sobresalen el río Suaza al suroeste y el río La

Plata al noroeste. La Formación Seca aflora en los siguientes sectores:

a. En cercanías al Municipio de La Plata aflora la unidad en contacto neto con las

formaciones Palermo y Baché sin diferenciar (Pgp-b) y los depósitos aluviales de

terrazas bajas (Qal).

b. El Sistema de Fallas de El Agrado el cual no aflora en superficie en la zona del

Anticlinal del Agrado pone en contacto a la Formación Seca con rocas jurásicas,

cretácicas y cuaternarias, como lo son la Formación Saldaña (Js), Formación

Caballos (Kc), Formación Hondita (Kh), Formación Loma Gorda (Kl), Depósitos

coluviales (Qc) y Terrazas aluviales altas (Qta).


c. En la zona suroeste de la plancha, en cercanías al Municipio de Tarqui la unidad

aflora en contacto fallado dado por la Falla de El Agrado con la Formación Yaví

(Ky), Formación Saldaña (Js) y las Migmatitas de Las Minas (PEm) y en contacto

discordante con el Grupo Chicoral.

Ilustración 68. Plancha geológica 366 Garzón indicando los afloramientos de la Formación Seca. Adaptado por Blandón & Beltrán de Plancha 366 - Garzón. (Rodriguez, et al., 1998).

Contenido 169

Ilustración 69. Distribución geográfica de la Formación Seca (color café oscuro), principales municipios y drenajes, vías carreteables marcadas en color gris grueso y vías sin pavimentar marcadas en color café. Adaptado por Blandón & Beltrán de Memoria explicativa Plancha 366 - Garzón. (Velandia, et al., 2001).


Dentro de la Plancha 367- Gigante solo se logra observar la formación seca en la

vereda La Calma.

Ilustración 70. Plancha 367-Gigante aumentada indicando la sección aflorante de la Formación Seca (K2E1).

Contenido 171

En la Plancha 388-Pitalito la Formación Seca aflora al occidente de la cabecera municipal de Saladoblanco, principalmente en las veredas Las Pitas (11B) y El Cedro (10B), en una extensión de aproximadamente 20 km².

Ilustración 71. Mapa de distribución de rocas sedimentarias del cretácico y paleógeno. (Ingeominas, 2002). Adaptado por Blandón & Beltrán de Memoria explicativa Plancha 388 - Pitalito. (Cárdenas, et al., 2002).


En la plancha 389- Timaná la Formación Seca aflora en la depresión de Timaná; en el

valle del río Suaza la unidad aflora al oriente del Pantano de Toribío y, en el extremo sur

del valle, en la vereda El Salado.

Ilustración 72. Plancha 389-Timaná (Ingeominas 1998) indicando la sección aflorante de la Formación Seca (K2E1) limitada por la Falla de Altamira hacia el Este y en la Anticlinal de La Esperanza hacia el Oeste.

Contenido 173

Ilustración 73. Plancha 389-Timaná (Ingeominas, 1998) indicando la parte aflorante de la Formación Seca hacia el sector del valle del río Suaza.

17.4 CONCLUSIONES

- Es definida por De Porta en 1965 para referirse a una unidad compuesta por una

sucesión de capas de lodolitas rojizas con capas de arenitas líticas de grano fino

a medio, que aflora en la Quebrada Seca, en el municipio Cambao

(Cundinamarca).y utilizó como secciones de referencia localizadas en las

carreteras Cambao- San Juan de Rioseco y Honda- Guaduas.

- La Formación Seca registra un cambio de ambiente marino a uno continental de

oxidación durante el Maastrichtiano - Paleoceno. Para Toussaint (1996) ―a

mediados del Maastrichtiano, la casi totalidad del Oriente Colombiano estuvo

emergida‖, pero no atribuye esta regresión a un fenómeno tectónico regional, sino

a un descenso global del nivel del mar.

- La Formación Seca como uno de los registros del límite K/Pg no presenta o al

menos no se ha hecho investigación acerca de las típicas características que se

observan en el resto de rocas que registran este evento en el resto del planeta.


17.5 ANEXOS

Ilustración 74. Secuencia estratigráfica de las formaciones cretácicas y terciarias en el sector del Valle Superior del Magdalena y su respectiva nomenclatura. Adaptado por Blandón & Beltrán de Plancha 344 - Tesalia. (Marquínez et al., 2002).

Contenido 175

17.6 BIBLIOGRAFÍA

● PORTA, J., La Estratigrafía del Cretácico superior y Terciario en el extremo Sur

del Valle Medio del Magdalena. Boletín Geológico, Universidad Industrial de

Santander, (19): 5-30. Bucaramanga, 1965.

● MARQUINEZ, C., MORALES A, C., CAICEDO A, J. Levantamiento Geológico



2002.

● VELANDIA, F., MORALES, C.C., CAICEDO, J.C., NÚÑEZ, A. Geología de la


Geológico Colombiano. Bogotá,

● VELANDIA, F., FERREIRA, P., RODRÍGUEZ,G., NUÑEZ,A. Geología de la


2002.

● VELANDIA, F., MORALES, C.C., CAICEDO, J.C., NÚÑEZ,A. Geología de la



● RODRÍGUEZ,G., ZAPATA, G., VELÁSQUEZ, M. Geología de la Plancha 367


Digital, 2010.

● CÁRDENAS, J., FUQUEN, J., NUÑEZ, A. Geología de la Plancha 388 Pitalito.


2010.

● RODRÍGUEZ, G., ZAPATA, G., VELÁSQUEZ, M. Geología de la Plancha 389


digital, 2010.


18. PALEÓGENO

Juan Francisco Díaz Gonzales Liz Jessica Olaya Calderón

El presente trabajo está enfocado principalmente en el reconocimiento y breve

descripción de las unidades pertenecientes al Paleógeno que se encuentran en el Valle

Superior del Magdalena, en cuanto a la historia geológica del Valle Superior del

Magdalena en estas Era geológica es preciso mencionar los 4 principales ciclos del

depositación que dieron origen a las Formaciones que actualmente conforman el

Paleógeno en esta zona.

Palabras clave: Valle Superior del Magdalena, Paleógeno, ciclos de depositación.

18.1 INTRODUCCIÓN

El Valle Superior del Magdalena representa una zona fundamental en el entendimiento

de la historia geológica del país, debido a que allí quedaron registrados una diversidad de

procesos que tienen una importancia tanto local como regional; el Valle Superior del

Magdalena se extiende desde la población Pitalito – Departamento del Huila hasta La

Dorada – Departamento de Caldas, esta subdividido principalmente en tres zonas:

Cuenca de Honda, Cuenca de Girardot y Cuenca de Neiva, las cuales en cuanto al tema

referente de este resumen presentan algunas diferencias principalmente en cuanto a el

espesor y composición de los sedimentos del Paleógeno depositados en el Valle

Superior de Magdalena.

Contenido 177

Ilustración 75. Mapa generalizado Valle Superior del Magdalena, tomado de Franklyn B. Van Houten and Russell B. Travis - V 52, N°-4 (Abril, 1963).

En la ilustracion 163 se observa un mapa geológico generalizado del Valle Superior del

Magdalena, se identifica que los sedimentos pertenecientes al Cenozoico representan

una parte muy importante del Valle Superior del Magdalena, como estructuras

importantes, donde se tiene predominancia de rocas pertenecientes al Cenozoico se

destacan el Sinclinal de Guaduas junto con el Sinclinal de Colombia.

Los sedimentos depositados durante el Cenozoico en el Valle Superior del Magdalena

tienen un espesor aproximado de 12000 metros, son sedimentos continentales

controlados principalmente por la tectónica dominante en esta Era del tiempo geológico.

Como ya se mencionó anteriormente la depositación estuvo controlada principalmente


por la tectónica y a partir de este factor principal, durante el Cenozoico en el Valle

superior del Magdalena se pueden identificar 4 ciclos de depositación los cuales serán

descritos a continuación.

1. Comprendido entre Eoceno – Oligoceno temprano, depositación de

conglomerados de grano grueso, junto con lutitas de color gris y rojizas; con

aproximadamente 2500 metros de espesor de sedimento, puede ser relacionada

a la depositación del Gualanday inferior y medio.

2. Comprendido entre Oligoceno – Mioceno temprano, depósitos conglomeraticos

con predominancia de chert y cuarzo, seguido por depósitos típicos de lagos y

pantanos; con aproximadamente 800 metros de espesor, puede ser relacionada a

la parte superior del Grupo Gualanday y a la Formación La Cira.

3. Comprendido entre Mioceno medio – Plioceno temprano, depósitos

conglomeraticos junto con areniscas, en este ciclo junto con el levantamiento de

la Cordillera Central también se tiene una importante actividad volcánica y una

deformación de las estructuras internas de cuenca; con aproximadamente 2500

metros de espesor, este ciclo puede ser relacionado a la Formación Honda.

4. Comprende Plioceno tardío, depósitos predominantemente de grano grueso

mezclados con detritos volcánicos; con aproximadamente 1000 metros de

espesor, puede ser relacionado a la Formación Mesa.

Estos cuatro ciclos de depositación se pueden observar e identificar relativamente fácil

en el registro litológico como se observa en la ilustración 76 vale la pena mencionar que

la nomenclatura en cuanto al Paleógeno en el Valle Superior del Magdalena varia

significativamente en la Cuenca de Neiva ya que en este caso se observa que el primer

ciclo de depositación representado principalmente por la parte inferior de Grupo

Gualanday en las cuencas de Honda y Girardot, en el caso de la Cuenca de Neiva se ve

una sucesión sedimentaria mucho más gruesa la cual corresponde al Grupo Chicoral.

Contenido 179

Ilustración 76. Columna estratigráfica de las Formaciones del Cenozoico, Valle Superior del Magdalena, tomado de Franklyn B. Van Houten and Russell B. Travis - V 52, N°-4 (Abril, 1963).

18.2 LITOLOGÍA

18.2.1 FORMACIÓN SECA.

Autor: Porta (1965)

Sección tipo: La sección tipo esta en la quebrada Seca, al sur de Cambao (Cundinamarca). Localidad tipo: En las carreteras Cambao - San Juan de Rioseco y Honda - Guaduas. Descripción Litológica: Esta unidad se caracteriza por la alternancia de lutitas y arcillolitas rojizas intercaladas con capas de arenitas líticas de grano fino a medio. La parte inferior de la unidad está constituida principalmente por arenitas y lodolitas de tonos rojizos y verdosos. Al sur de la población de Teruel se encuentran intercalados algunos niveles conglomeráticos de color verde, con matriz arenosa gruesa y con cantos constituidos en un 90% por chert negro, vulcanitas y otros líticos. La parte superior de la unidad es más arenítica, y en ella las capas arenosas tienen espesores hasta de cinco


metros en secuencias granodecrecientes. Su color es gris verdoso y poseen matriz arcillosa. El contacto superior es discordante, marcado en la última capa de areniscas de color gris

oscuro que infrayace la arenisca de grano medio a conglomerático de tono rojizo con que

se inicia el Grupo Chicoral. El Contacto Inferior en las planchas 344 Campo Alegre y 367

Gigante es de carácter neto y se define con la aparición del primer paquete de

cuarzoarenitas de color gris crema de la Formación La Tabla, en la plancha 366 Garzón

se observó en contacto fallado con rocas de las formaciones Saldaña, Yaví y Hondita y

en la plancha 388 el contacto inferior con las lodolitas y calizas de la Formación Hondita

no se pudo observar en el área, pero se asume que sea un contacto discordante, dada la

ausencia del Grupo Olini que es la unidad que marca el tope del Cretácico en el Valle

Superior del Magdalena.

Espesor: 300 m Porta,( 1966). Varía entre 300 y 400 m según Rodríguez & Fuquen (1989) y Velandia et al. (1996). Edad y Correlación: La edad de la Formación Seca es Maastrichtiano-Paleoceno,

teniendo en cuenta los datos aportados por Porta (en Julivert, 1968) y se puede

correlacionar por edad y posición estratigráfica con las formaciones Teruel y San

Francisco pertenecientes al Grupo Guaduala de Beltrán & Gallo (1968) y con la parte

inferior de la Formación Guaduas, de la cuenca de Bogotá (Sarmiento, 1993 A y B).

18.2.2 GRUPO CHICORAL.

Autor: Beltran & Gallo (1968)

Descripción Litológica: El grupo Chicoral está compuesto principalmente por dos

unidades conglomeraticas y en el medio de ellas una unidad lodosa-arenosa. El grupo

Chicoral está constituido de base a techo por la Formación Palermo, Formación Bache y

Formación Tesalia.

El grupo Chicoral suprayace la Formación Seca, el contacto entre ellas es discordante,

hacia el tope se encuentra en contacto neto con la Formación Potrerillo.

Espesor: Calculado por Beltrán y Gallo, en la sub-cuenca de Neiva entre 420 – 2100

metros

Edad y Correlación: Se asume como Eoceno Tardío, el término ― Grupo Chicoral‖ es

empleado principalmente en la sub-cuenca de Neiva debido a que difiere en espesor y

edad del Grupo Gualanday establecido en la cuenca de Girardot. De acuerdo a lo

Contenido 181

anteriormente mencionado el Grupo Chicoral es equivalente a la parte inferior del Grupo

Gualanday.

18.2.3 FORMACIÓN PALERMO


Sección tipo: Río Baché a 8,5 Km al Noroeste de la población de Palermo -

Departamento del Huila

Descripción litológica: Constituye la base del Grupo Chicoral, principalmente está

compuesto por conglomerados junto con lentes de arenita de grano grueso, los guijarros

presentes en el conglomerado principalmente son de Chert de diversos colores y con

muy poco contenido de material de origen volcánico e ígneo. Las capas generalmente

presentan formas lenticulares, el contacto entre las capas es erosivo y está marcado por

una laminación delgada de lodolitas rojizas.

La Formación Palermo se encuentra en contacto discordante sobre la Formación Seca,

hacia el tope se encuentra en contacto concordante con la Formación Baché.

Espesor: Calculado por Beltran y Gallo, hacia el Norte de Neiva la Formación tiene un

espesor de 480 metros, que decrece hacia el Sur hasta aproximadamente 56 metros en

el sector de Timaná.

Edad y Correlación: Eoceno tardío; como se mencionó anteriormente la totalidad del

Grupo Chicoral equivale el Grupo Gualanday, por tanto la Formación Palermo se puede

relacionar a la parte inferior del Grupo Gualanday.

18.2.4 FORMACIÓN BACHÉ


Sección tipo: Se encuentra ubicada en el Río Baché a 8,5 Km al Noroeste de la

población de Palermo - Departamento del Huila.

Descripción litológica: constituida principalmente de rocas de grano fino – muy fino

tales como arcillolitas, arcillolitas arenosas, lodolitas y litoarenitas arcillosas, presenta en

menor proporción intercalaciones gruesas de niveles conglomeraticos compuestos

principalmente por guijarros y cantos de Chert. Los contactos entre la arcillolita y los

niveles conglomeraticas son erosivos.


La Formación Baché se encuentra sobre la Formación Palermo y su contacto se ha

identificado en alguna zona gradual y en otras neto, el tope de la Formación se encuentra

en contacto concordante con la Formación Tesalia.

Espesor: Altamente variable entre 230 – 730 metros calculado por Beltran & Gallo.

Edad y Correlación: Eoceno tardío; como se mencionó anteriormente la totalidad del

Grupo Chicoral equivale el Grupo Gualanday, por tanto la Formación Baché al igual que

la Formación Palermo se puede relacionar a la parte inferior del Grupo Gualanday.

18.2.5 FORMACIÓN TESALIA

Autor: Introducido por primera vez por geólogos pertenecientes a Intercol para referirse a

la parte superior del Grupo Chicoral.

Sección tipo: Se encuentra ubicada 2 kilómetros al Noreste de Tesalia – Huila.

Descripción litológica: compuesta principalmente por conglomerados polimícticos, los

niveles conglomeráticos están constituidos en su mayoría por guijos de cuarzo lechoso y

Chert de diversos colores, posee matriz arenosa y cemento ferruginoso. Las capas

conglomeraticas con forma lenticular se encuentran junto con capas delgadas a medias

de arenisca, el contacto entre los niveles conglomeráticos y arenosos suele ser neto con

formas ondulosas.

La base de la Formación se encuentra en contacto concordante con la Formación Baché,

hacia el tope se encuentra en contacto transicional con la Formación Potrerillo.

Espesor: Varía entre 125 – 890 metros Beltran & Gallo, (1968).

Edad y correlación: Eoceno tardío, se puede correlacionar a la parte inferior del Grupo

Gualanday; al igual que se describe anteriormente la edad está basada principalmente de

dataciones palinológicas, aun así hacen falta estudios para correlación y determinación

de edad exacta de cada uno de los constituyentes del Grupo Chicoral.

18.2.6 FORMACIÓN POTRERILLO

Autor: Fue determinado por geólogos de la Richmond Petroleum Company en 1938 de

manera informal y propuesta como Formación por Beltrán & Gallo (1968).

Contenido 183

Sección y localidad tipo: No determinada. Tiene una buena exposición en la Hacienda

Potrerillo al oeste de Chicoral, Tolima, y en la vía Palermo-San Luis en el departamento

del Huila.

Descripción Litológica: Está constituida por una alternancia de arcillolitas, lodolitas, arenitas, arenitas lodosas y conglomerados arenosos; predominan las arcillolitas y lodolitas de tono rojizo y violáceo; a veces se presentan con moteamiento de color gris blancuzco, en capas gruesas a muy gruesas, con fragmentos de cuarzo. Las arenitas son de colores gris, rojo y amarillo, de grano fino a ligeramente conglomerático, con gradación normal, compuestas por fragmentos de chert negro, vulcanitas y plutonitas, en matriz arcillosa. Los conglomerados son bien cementados, constituidos por guijos finos y medios, redondeados, principalmente de cuarzo y chert y en menor proporción vulcanitas, que son escasos en la secuencia. El contacto inferior con el Grupo Chicoral es concordante neto. Se ubica en el tope del último nivel conglomerático de la Formación Tesalia, en donde empiezan a aparecer las arcillolitas rojo verdosas con algunas intercalaciones lenticulares de conglomerados. El contacto superior con la Formación Doima es concordante neto y se marcó donde desaparecen las arcillolitas y empieza un paquete masivo de conglomerados.

Espesor: Beltrán & Gallo (1968) reportan espesor de 150 a 700m.

Edad y correlación: Beltrán & Gallo proponen edad Eoceno superior, sin especificar el

método de datación, la correlacionan con la parte superior de la Formación Gualanday

Medio de la Subcuenca de Girardot y con la Formación La Cira. También corresponde a

la unidad Middle-Upper de Anderson (1972) y la Unidad 4 de van Houten & Travis (1968).

Es equivalente a la Formación Río Seco de Porta (1965).

18.2.7 FORMACIÓN DOIMA.

Autor: Beltrán & Gallo, 1968.

Sección Tipo: Cerros denominados Tetas de Doima ubicados en cercanías a la

localidad de Doima del municipio de Ibagué en el departamento del Tolima.

Descripción Litológica: Conformada por conglomerados de guijarros redondeados de

cuarzo lechoso, chert negro, fragmentos de rocas ígneas intrusivas y metamórficas.

Hacia el norte de Puerto Seco los conglomerados presentan tobas de hasta 4

centímetros de diámetro y se encuentran intercalados con arenitas levemente

conglomeráticas.


El contacto inferior con la Formación Potrerillo es concordante neto marcado en donde aparecen los conglomerados potentes, aunque en el suroeste está fallado con rocas Cretácicas. El contacto superior es discordante con el Grupo Honda, que cubre parcialmente los conglomerados con lodolitas rojas con lentes conglomeráticos de chert negro.

Espesor: Espesor aproximado de 850 metros en los alrededores de la Hacienda Potrero

Grande.

Edad y Correlación: Es difícil de determinar, ubicada en el Oligoceno-Mioceno inferior

(Beltrán & Gallo, 1968). Se correlaciona con Formación Gualanday Superior de la

Subcuenca de Girardot (Raasveldt, 1956; Laverde, 1989), correlacionable con la

Formación Mugrosa en el Valle Medio del Magdalena.

18.3 TRABAJO EN CAMPO (PLANCHAS)

18.3.1 PLANCHA 344 TESALIA.

Ilustración 77. Afloramiento de La Formación Seca en la plancha 344 Tesalia.

La identificación en campo de la Formación Seca se basa en el contraste de la expresión morfológica de la unidad con las litologías supra e infrayacentes las cuales son más competentes, esta es una herramienta importante para definir los contactos de la Formación Seca en el área de estudio.

Contenido 185

Ilustración 78. Imagen de afloramiento del Grupo Chicoral y las formaciones Potrerillo y Doima en el Sinclinal de Tesalia, Plancha 344.

El Sinclinal de Tesalia es un pliegue que cubre un área aproximada de 150 km² en la parte sur-oriental de la plancha. Es una estructura asimétrica cuyo flanco occidental cubre menos área que el flanco contrario. El eje tiene una dirección N-NE y cierra hacia el norte en cercanías de la población de Íquira. Su límite sur no es preciso, por cuanto se encuentra cubierto por los depósitos cuaternarios del valle del río Páez. Hacia el occidente, la estructura limita con la Falla de Pacarní, que ocasiona la pérdida del registro geológico de la Formación Doima y parte de la Formación Seca. El flanco oriental de la estructura se encuentra completo y expone rocas de las formaciones Potrerillo, Tesalia, Baché, Palermo, Seca, Hondita y el Grupo Olini.


18.3.2 PLANCHA 345 CAMPO-ALEGRE

Ilustración 79. Afloramientos de Rocas del Cretácico en la Plancha 345, Campo Alegre.

Contenido 187

La unidad aflora desde el sur y oeste del campo petrolero Los Mangos hasta el norte de Yaguará; al oeste de la cuchilla de Upar en la esquina noroccidental de la plancha y en otros sitios aislados. Parte de esta unidad fue cubierta por aguas de la Represa de Betania. Ilustración 80. Afloramientos de Rocas del Cenozoico en Plancha 345, Campo Alegre.


El Grupo Chicoral aflora desde el suroeste de la plancha, siguiendo hacia el noreste hasta donde está cubierto por sedimentitas y aflora de nuevo en la Represa de Betania cerca de Letrán; también se observa en la esquina noroccidental de la Plancha 345 entre la Falla de Upar y la falla del Sistema de Chusma que limita el flanco este de la Cordillera Central con el valle del río Magdalena. Cubre un área de unos 20 km². Las formaciones Potrerillos y Doima afloran en forma de una delgada franja con dirección aproximada de 45° NE entre la Falla de Betania y el río Magdalena, la primera unidad tiene una extensión de 4km² y la segunda de 10 km² y constituye cerros de morfología escarpada, ligeramente prominentes.

18.3.3 PLANCHA 366 GARZÓN.

Ilustración 81. Afloramiento de Rocas Cretácicas en la Plancha 366, Garzón.

Contenido 189

La Formación Seca aflora en el campo petrolero La Cañada (8A) y en las veredas Caimital, Bélgica y El Vegón y forma franjas alargada de dirección NE.

Ilustración 82. Afloramiento de Rocas Cenozoicas de la Plancha 366, Garzón.

El Grupo Chicoral aflora en la zona suroccidental y central de la Plancha 366, así como en pequeñas cuñas al noreste y sureste, y cubre un área de aproximadamente 170 km². Se caracteriza por presentar pendientes moderadas a fuertes, en los niveles conglomeráticos y colinas suaves a redondeadas en las zonas arcillosas, con predominio del tono rojizo.


La Formación Potrerillo aflora en la Vereda El Socorro, conforma una zona de morfología moderada a suave, que hace parte del Anticlinal de El Agrado y cubre un área aproximada de 15 km². La Formación Doima aflora en la Vereda El Socorro y constituye cerros de morfología escarpada, ligeramente prominentes. Ocupa un área aproximada de 20 km²; las mejores exposiciones se encuentran en la quebrada Las Minas (7C).

18.3.4 PLANCHA 367 GIGANTE.

Ilustración 83. Afloramiento de Rocas Cenozoicas al Suroriente de la Plancha 367, Gigante.

El Paleógeno en está plancha aflora en el extremo sur oriental y está representado por la

Formación Pepino (E2E3pe) la cual es Eoceno y puede correlacionarse en edad con el

Grupo Chicoral, se observa que la unidad esta plegada en un sinclinal el cual en su

flanco occidental se encuentra limitado por la Falla de Santana Ramos, también se puede

observar parches aislados de la misma.

Contenido 191

18.3.5 PLANCHA 388 PITALITO.

Ilustración 84. Distribución de Rocas Sedimentarias del Cretácico y Paleógeno en la Plancha 388, Pitalito.


Aflora al occidente de la cabecera municipal de Saladoblanco, principalmente en las veredas Las Pitas y El Cedro, en una extensión de aproximadamente 20 km². Por su carácter arcilloso genera una morfología suave que contrasta con el relieve fuerte de la Formación Palermo y los escarpes de la Formación Guacacallo que la cubre discordantemente.

18.4 CONCLUSIONES

El Paleógeno en el Valle Superior del Magdalena, específicamente en la cuenca de Neiva, está conformado por las unidades Formación Seca, Grupo Chicoral (formaciones Palermo, Baché y Tesalia), Formación Potrerillo y Formación Doima.

El Grupo Chicoral en la cuenca de Neiva representa un proceso diferente de sedimentación al que se evidencia en la parte inferior del Grupo Gualanday, por esto en el Grupo Chicoral son claramente diferenciables tres formaciones.

Las rocas Paleógenas del Valle Superior del Magdalena tienen una amplia distribución geográfica en la zona de Campo, por ello es de vital importancia su entendimiento para poder realizar un buen trabajo de campo.

La expresión geomorfológica asociada a las rocas del paleógeno hace que su reconocimiento en campo sea relativamente fácil, ya que los niveles conglomeraticos presentan formas escarpadas, mientras los niveles compuestos principalmente por grano fino conforman valles y zonas de baja pendiente.

18.5 BIBLIOGRAFÍA

Marquínez C, G., Morales A, C. J., & Caicedo A, J. C. (2002). Geología de la

plancha 344 Tesalia. Memoria explicativa. Ingeominas

Morales A, C. J., Caicedo A, J. C., Velandia P, F. A., & Núñez T, A. (2001).

Geología de la plancha 345 Campoalegre. Memoria explicativa. Ingeominas

Velandia P, F. A , Ferreira P., Rodriguez G. & Nuñez A. (2001) Geología de la

plancha 366 Garzon. Memoria explicativa. Ingeominas

Rodríguez, G., Zapata, G., Velásquez, M. E., Cossio, U., & Londoño, A. C. (2003).

Geología de las planchas 367 Gigante, 368 San Vicente del Caguán, 389 Timaná,

390 Puerto Rico, 391 Lusitania (parte noroccidental) y 414 El Doncello.

Departamentos de Caquetá y Huila. Memoria explicativa. Medellín: Ingeominas

Contenido 193

Cardenas J., Nuñez A. & Fuquen J. (2003) Geología de la plancha 388 Pitalito.

Memoria explicativa. Ingeominas

19. NEÓGENO

Daniela Neva Rodríguez

Wally Alejandro Ortiz Loaiza

El presente trabajo sintetiza la información referente al Neógeno en el Valle Superior del

Magdalena en el departamento del Huila, más específicamente en la zona de interés

para la prácticas de la asignatura Campo VI referente a la Cartografía geológica a

realizarse en el primer semestre del 2015 y busca familiarizar al estudiante con la

estratigrafía de este periodo de tiempo geológico


Ilustración 85. El área de estudio abarcará las planchas 344-Tesalia. 345-Campoalegre, 366-Garzón, 367-Gigante, 388-Pitalito y 389-Timaná.

19.1 GRUPO HONDA

19.1.1 AFLORAMIENTOS.

El Grupo Honda aflora en el núcleo del Sinclinal de Tesalia y en la esquina suroriental de la Plancha 344 (G10 y H10), y cubre un área menor del 1% del total de la plancha.

En la plancha 345 aflora en la margen occidental del río Magdalena, donde una parte ha sido cubierta por aguas de la Represa de Betania. Entre El Hobo y la Central Hidroeléctrica de Betania hay una secuencia importante. Cubre un área de aproximadamente 47 km².

En la plancha 366 aflora al noreste de la población de El Agrado en la Vereda Hierba Tropical (6D) y en alrededores de la cuchilla El Tigre (7D) en donde conforma el cierre del Anticlinal de El Agrado. En las veredas Llano del Hato (4G), Guayabilla (4F), Lagunilla (5G) y el Zapatero (6G) forma cerros bajos de morfología suave, que constituye el núcleo del Sinclinal de Tarqui.

En la plancha 389 la unidad sólo fue reconocida en el extremo noreste de la depresión de Timaná, carretera Altamira - Timaná; en ambas márgenes del río Magdalena continúan hacia el norte en la Plancha 366 Garzón y conforman parte del Sinclinal Tarqui.

Contenido 195

19.1.2 LITOLOGÍA.

Tabla 12. Litologia Grupo Honda.

19.1.3 GEOMORFOLOGÍA.

Morfología se manifiesta en forma de colinas bajas y onduladas.

19.1.4 ESPESORES.

Beltrán & Gallo (1968) espesor máximo en la Subcuenca de Neiva, de 1.500 m.

Guerrero (1993) 1.150 m en el sector de Villavieja.

En el área de la Plancha 366 Garzón, Velandia et al. (1996) reportan 400 m, se

considera un espesor similar al que se presenta en la Plancha 389 Timaná.

19.1.5 EDAD.

En el área de este trabajo no se tiene reportes de fósiles que permitan dar la edad del

Grupo Honda. De acuerdo con la información publicada, se considera de edad Mioceno

medio; además, las mediciones isotópicas y paleomagnéticas presentadas en los

trabajos de Hayashida (1984), Takemura & Danhara (1986) y Guerrero (1993), el Grupo

Honda es de edad del Mioceno medio.


19.1.6 CORRELACIÓN Y RELACIONES ESTRATIGRÁFICAS.

El GrupoHonda yace discordante sobre las sedimentitas del Grupo Chicoral, y cubren la

Formación Tesalia y en parte la Formación Doima. El contacto superior es discordante

con la Formación Gigante, aunque en algunos sectores se ha descrito paraconforme

transicional, como en los alrededores de la represa de Betania y en la Plancha 323 Neiva

(Ferreira et al., 2001) el Grupo Honda que aflora en el sector de Villavieja y en todo el

Valle Superior del Magdalena.

19.2 FORMACIÓN GIGANTE


En la plancha 345 se observan buenos afloramientos en la carretera El Hobo-Gigante a la altura del mirador La Herradura (2E) y en la intersección con la quebrada Guasimilla (2F), y por el carreteable paralelo a la quebrada Las Vueltas (2G) entre Potrerillos y la carretera central El Hobo – Gigante. También se pueden ver en el borde occidental de la Cordillera Oriental a la altura de El Hobo (3E, 3F, 4E), lo mismo que en una delgada franja con dirección noreste que limita la Represa de Betania al occidente de El Hobo y se prolonga fuera de la plancha, hasta la desembocadura del río Neiva con el Magdalena, al oeste de Rivera. Cubre un área de unos 70 km².

19.2.2 LITOLOGÍA.

Tabla 13. Litologia Formacion Gigante.

Contenido 197


Constituye zonas con morfología de colinas bajas y redondeadas y zonas planas a moderadamente onduladas y extensas, y está restringida al valle del río Magdalena.

19.2.4 ESPESORES.

En la Plancha 366 la Formación Gigante llega a tener 500 m de espesor, aproximadamente, en la plancha 345 alcanza los 400m.

19.2.5 EDAD Y CORRELACIÓN.

La Formación Gigante es de edad miocena de acuerdo con las dataciones realizadas por

van der Wiel (1991) y es correlacionable con la Formación Mesa del área de Honda, en el

extremo norte del Valle Superior del Magdalena.

19.2.6 RELACIONES ESTRATIGRÁFICAS.

Se observó en relación fallada con el Monzogranito de Algeciras al oeste del caserío El

Mesón (2G) y al sur de la Inspección de Potrerillos (2H) reposa discordante sobre el

Grupo Honda, aunque en apariencia es una paraconformidad, en la denominada

carretera de los diques (4B, 4C) que va desde el Municipio de El Hobo hasta la Central

Hidroeléctrica de Betania.

19.3 LAHAR DE ALTAMIRA


• Aflora a lado y lado del río Magdalena entre La Jagua, al norte, y los nacimientos

del río Magdalena, al suroccidente del Departamento del Huila. En general en las

planchas 388 y 389.

• Es cartografiado en la esquina noroeste de la Plancha 389 Timaná, cerca de las

poblaciones de Elías y Timaná.


• En la plancha 388 aflora en las veredas Quinchana (3C, 3D), Villa Fátima (4D), La

Pradera (5D), La Candela (4E) y El Oso (3F, 4F) del Municipio de San Agustín,

donde posiblemente se produjo represamiento por obstrucción de las rocas

cretácicas y jurásicas en inmediaciones a la cabecera municipal de San Agustín;

en la parte suroccidental (2E, 3E, 4E, 3F, 4F) está cubierto por una delgada capa

de ignimbritas de la Formación Guacacallo.

19.3.2 LITOLOGÍA.

Estos depósitos están compuestos por una serie de capas onduladas a planas que

representan los pulsos u oleadas del evento de relleno. Generalmente, cada capa está

constituida en el techo por limos arenosos y arenas limosas levemente gravosas que van

gradando hacia la base a cantos y gravas heterométricas, con fragmentos que pueden

alcanzar los 2 m de diámetro, en matriz limo arenosa y areno limosa. La composición de

los fragmentos depende del sitio donde se encuentra el depósito, y presenta algunas

variaciones de acuerdo con el tipo de roca de la actividad volcánica, como también de la

que ha arrastrado a su paso, producto de erosión del fondo y paredes del cauce.


Plana y está cortada por ríos y quebradas que forman cañones profundos y algunos

escarpes en los lados.

19.3.4 ESPESORES.

El espesor en el área cercana a Elías no supera los 150 m.

19.3.5 EDAD.

Dataciones por el método K/Ar sugieren edad de la unidad es ³3,3 Ma, es decir, Plioceno

temprano Van der Wiel (1991).


El Lahar de Altamira cubre discordantemente la mayoría de las unidades preneógenas

(Grupo Chicoral, las formaciones Guaduala, Potrerillo y Doima, y el Grupo Honda) y está

Contenido 199

cubierto por la Formación Guacacallo, Vulcanitas básicas y los otros depósitos

cuaternarios.

19.3.7 GÉNESIS.

Velandia et al. (1996) consideran que fue originado por actividad volcánica en la zona de

Los Coconucos, en la cima de la Cordillera Central, y desciende por el ancestral valle del

río Magdalena.

19.4 FORMACIÓN GUACACALLO


En la plancha 388 se aprecian buenos afloramientos de esta unidad a la entrada

de la cabecera municipal de San Agustín (7E), carretera entre La Laguna y el

Mirador de Bordones (9B, 10C), alrededores de la Inspección de Policía de

Guacacallo (12C) y carretera Vereda Vegas de Isnos y La Laguna (9D, 10D).

Pequeña cobertera en la esquina noroeste de la Plancha 389 Timaná, cerca de la

cabecera municipal de Oporapa.

Aflora al occidente de la Plancha 366, en el valle del río La Plata (1D) y sus

afluentes el río Loro (1E) y las quebradas Moscopán (1D), El Salado (1B, 1C) y

otras menores.

19.4.2 LITOLOGÍA.

La unidad está conformada por flujos piroclásticos que tienen muy poca variación vertical,

el grado de soldamiento es relativamente bajo, aunque se encuentran bien consolidados,

son porosos y permeables. El tipo de toba gris morada son rocas de colores gris, morado

a morado claro, con textura porfídica y microporfídica. Los fragmentos constituyentes

entre 20% y 35%, con predominio de plagioclasa y, en menor proporción, de cuarzo,

biotita y líticos dentro de una matriz afanítica de color gris.


19.4.3 GEOMORFOLOGÍA:

Ondulada, con drenaje dendrítico, más o menos denso. La profundidad de meteorización

supera los 5 m, y ha desarrollado suelos muy fértiles.

19.4.4 ESPESORES:

Variables, y van desde unas decenas de metros a ligeramente superiores a los 100 m,

como se puede apreciar en el Salto de Bordones (9B- Plancha 388).

19.4.5 EDAD:

Van der Wiel (1991) entre 2,3 + 0,2 y 3,3 + 0,3 Ma (K/Ar en biotita) y 2,1 + 0,4 y 2,3 + 0,4

Ma (huellas de fisión) Plioceno tardío.


La Formación Guacacallo cubre, discordantemente, la mayor de las unidades pre-

cuaternarias, incluido el Lahar de Altamira (Figura 23). Está cubierta a su vez por las

Vulcanitas básicas y las Terrazas pumíticas.

19.4.7 GÉNESIS

Los flujos piroclásticos que la originaron provienen de la construcción de calderas

volcánicas en la cima de la Cordillera Central, que no han sido muy bien identificadas.

Contenido 201

19.5 ANEXOS

Ilustración 86. PLANCHA 344-TESALIA


Ilustración 87. PLANCHA 345-CAMPOALEGRE.

Ilustración 88. PLANCHA 366-GARZÓN (SOLO CENOZOICO).

Contenido 203

Ilustración 89. PANCHA 367- GIGANTE.

Ilustración 90. PLANCHA 388-PITALITO (LAHAR DE ALTAMIRA).


Ilustración 91. PLANCHA388-PITALITO (FORMACIÓN GUACACALLO).

Ilustración 92. PLANCHA 389- TIMANÁ.

Contenido 205

19.6 BIBLIOGRAFÍA

Marquínez G, Morales C, Caicedo J. (2002). Levantamiento Geológico de la

plancha 344 -Tesalia. Memoria Explicativa. Bogotá D.C.: INSTITUTO DE

INVESTIGACIÓN E INFORMACIÓN GEOCIENTÍFICA, MINERO-AMBIENTAL Y

NUCLEAR INGEOMINAS.

Morales. J, Caicedo C, Velandia F, Nuñez A. (2001). Levantamiento Geológico de

la planca 345 - Campoalegre. Memoria Explicativa. Bogotá D.C.: INSTITUTO DE


NUCLEAR INGEOMINAS.

Velandia, F; Ferreira, P; Rodríguez, G. (2001). ). Levantamiento Geológico de la

planca 366 - Garzón. Memoria Explicativa. Bogota D.C: INSTITUTO DE


NUCLEAR INGEOMINAS.

Cárdenas J.I, Núñez A, Fuquen A. (2003). Levantamiento Geológico de la

plancha 388 Pitalito, 1:100.00. Memoria Explicativa. Bogotá D.C.: INSTITUTO DE


NUCLEAR INGEOMINAS.

Rodríguez G, Zapata G, Velásquez E. Cossio U, Londoño A. (2003).

Levantamiento Geológico de de las planchas 367 Gigante, 368 San Vicente Del

Caguán, 389 Timaná, 390 Puerto Rico, 391 Lusitania (parte noroccidental) Y 414

El Doncello. Memoria Explicativa. Bogotá D.C: INSTITUTO DE INVESTIGACIÓN

E INFORMACIÓN GEOCIENTÍFICA, MINERO-AMBIENTAL Y NUCLEAR

INGEOMINAS.

Marquínez G, Morales C, Caicedo J. (2002). Plancha 344, 1:100.000 Tesalia.

Servicio Geológico Colombiano Bogotá. Versión digital, 2010.

Morales. J, Caicedo C, Velandia F, Nuñez A. (2001). Geología de la plancha 345 -

Campoalegre. Servicio Geológico Colombiano Bogotá. Versión digital, 2010.

• Rodríguez G. , Ferreira P, Velandia F, Nuñez A. (1998). Plancha 366 - Garzón.

1:100.000. Servicio Geológico Colombiano Bogotá. Versión digital, 2010.

• Rodríguez G, Zapata G, Velásquez M (2003). Geología de la plancha 367-

Gigante, 1:100.000. Servicio Geológico Colombiano Bogotá. Versión digital, 2010.


• Cárdenas J.I, Núñez A, Fuquen A (2003). Geología de la plancha 388 Pitalito,

1:100.000. Servicio Geológico Colombiano Bogotá. Versión digital, 2010.

• Rodríguez G, Zapata G, Velásquez M (1998). Geología de la plancha 389-

Timaná.

• 1:100.000. Servicio Geológico Colombiano Bogotá. Versión digital, 2010.

20. CUATERNARIO CLÁSTICO

Fabián Abril Daniel Martínez

20.1 MARCO GEOLÓGICO

20.1.1 PLANCHA 344 - TESALIA

Los depósitos cuaternarios cartografiados en la Plancha 344 son amplios y variados por su distribución, génesis y características. El mapa geológico anexo a este documento muestra estos depósitos separados según su génesis y sus características morfológicas así: ABANICOS ANTIGUOS (Qaa). Mesetas producto del depósito y posterior disección de lahares antiguos. Ubicados sobre el valle del río Páez, y llegan a su desembocadura en el río Magdalena (H6, H7, H8, H9). Los materiales que conforman esta unidad son fragmentos angulares a sub-angulares con diámetros desde 5 hasta 70 cm, dispuestos de manera caótica y constituidos por fragmentos volcánicos de la Formación Saldaña (60%), y del Batolito de

Contenido 207

Ibagué (30%), pumita (<10%) y otros líticos (<10%). Estos depósitos cubren en discordancia angular, rocas sedimentarias del Cretácico y del Paleógeno. Se asume que estos depósitos fueron formados durante un pulso de levantamiento de la Cordillera Central durante el Plioceno-Pleistoceno (Ruiz, 1981, en Velandia et al., 1996). ABANICOS RECIENTES (Qar). Son depósitos recientes ampliamente distribuidos a lo largo del piedemonte oriental de la Cordillera Central. La principal diferencia cartográfica que existe con los abanicos antiguos es su escasa disección, la conservación del ápice de la estructura y la relación directa del depósito con la corriente de agua que la forma (Velandia et al., 1996). La composición de estos abanicos es diversa y se relaciona directamente con su localización con respecto a las unidades geológicas aflorantes en la cuenca de la quebrada que los forma. El principal representante de estos abanicos en la Plancha 344, es el Abanico de Íquira que presenta un área total aproximada de 12 km² y un espesor variable entre 10 y 50 m (D9). Aunque no existen dataciones que permitan conocer la edad absoluta de algunas de estos depósitos, por su posición estratigráfica, características y asociación, se asume que pueden ser de finales del Pleistoceno hasta el Holoceno (Velandia et al., 1996). COLUVIALES (Qc). Son depósitos de pendiente asociados con trazos de fallas en zonas montañosas. Aunque en el área de la Plancha 344 se identificaron numerosos depósitos de pendiente, sólo se cartografiaron los que presentan mayor área, esto debido principalmente a la escala de trabajo. Los principales depósitos de pendiente, asociados con trazos de fallas importantes se encuentran en el extremo suroccidental de la plancha, asociados con la Falla de La Plata, en el sector de El Hato (G3) y al noreste de Itaibe. En la parte sur del Sinclinal de Tesalia, cerca de la carretera que conduce a la población de Tesalia (G8) se encuentra un coluvión muy extenso asociado con un lineamiento importante con dirección NW-SE.


Ilustración 93. Plancha Geológica 344 Tesalia, escala 1:100.000. Nótese en los recuadros de color rojizo las diferentes localidades donde hay depósitos de sedimentos diferenciados según su génesis y caracteírsticas morfológicas. En el cuadro 1 se identifican depósitos de coluvión asociados a la falla de La Plata y la falla de Taibe. El cuadro 2 hace referencia a Mesetas producto del depósito y posterior disección de lahares antiguos. (MARQUINEZ, C et al. 2002).

Contenido 209

Ilustración 94. Perfil geológico de la Plancha Geológica 344 Tesalia, escala 1:100.000. Se observa depósitos de sedimentos cubriendo discordantemente unidades Neógenas; mesetas producto del depósito y posterior disección de abanicos antiguos. (MARQUINEZ, C et al. 2002).

Ilustración 95. Mapa de distribución de depósitos cuaternarios (MARQUINEZ, C et al. 2002).


20.1.2 PLANCHA 366 – GARZÓN

Las acumulaciones cuaternarias de la Plancha 366 son extensas; algunas están medianamente consolidadas mientras que otras aún están en períodos de formación. Son originadas por los principales ríos y quebradas que drenan la zona. ABANICOS ANTIGUOS (Qaa). Abanicos antiguos aparecen con morfología de terraza o remanentes relativamente altos y con notable disección. Se localizan en varios sectores de la Plancha 366; cubre, generalmente en discordancia angular, rocas sedimentarias del Terciario. Los más ampliamente distribuidos están ubicados en la localidad de Altamira donde cubren depósitos del Lahar de Altamira (5H) y al suroeste de Gigante (10B) donde suprayacen la Formación Gigante. Hay otros de menor extensión hacia el norte de la plancha, entre la Monzodiorita de El Astillero y la carretera a Paicol (6A), sobre rocas de la Formación Baché, al este del campo La Cañada (8A) y unos remanentes sobre las formaciones Potrerillo y Doima en el Anticlinal de El Agrado (8C). También al sur, cerca de Tarqui, donde aparecen unas terrazas disectadas que cubren parcialmente conglomerados de la Formación Tesalia (3H). Los materiales que conforman estos abanicos varían en composición según ubicación; en los que se encuentran adosados a la Cordillera Oriental abundan los bloques sub-redondeados a sub-angulares clasto-soportados, de rocas metamórficas y graníticas del Macizo de Garzón y menor proporción de los cuerpos ígneos de la misma cordillera, eventualmente bloques de la Formación Saldaña y de las unidades sedimentarias cretácicas. En los remanentes de los abanicos antiguos ubicados hacia el costado oriental de la Serranía de Las Minas, aumenta notablemente el contenido de bloques de tobas de la Formación Saldaña, aunque conserva el carácter clasto soportado con matriz de composición similar. Probablemente estos son depósitos contemporáneos con el levantamiento del Plioceno - Pleistoceno de la Cordillera Oriental (Ruiz, 1981). ABANICOS RECIENTES (Qar). Lo abanicos recientes son los depósitos cuaternarios más ampliamente distribuidos en la Plancha 366; se formaron a lo largo del piedemonte de las cordilleras Central y Oriental y de la Serranía de Las Minas. Se diferencian de otro tipo de depósitos de abanicos por la escasa disección, textura homogénea y conservación del ápice; es normal apreciar claramente la relación con la quebrada que da origen al depósito. La composición de estos abanicos varían según su localización con respecto a las unidades geológicas aflorantes; se encuentran desde rocas metamórficas y graníticas de

Contenido 211

los macizos precámbricos, hasta bloques de ignimbritas de la Formación Guacacallo. Su origen está relacionado con las fallas principales del área y sobresalen las del valle del río La Plata (3A, 3B) y los provenientes del Macizo de Garzón (9D, 9E, 9F), hasta el río

Magdalena en ciertos casos. No se conoce dataciones, pero por sus características y

asociación se asumen de finales del Pleistoceno hasta el Holoceno. Ilustración 96 Mapa de distribución de depósitos cuaternarios (MARQUINEZ, C et al. 2002).

TERRAZAS ALUVIALES ALTAS (Qta). Están asociadas específicamente al curso del río Magdalena con una elevación superior a los 15 m con relación al cauce actual. Al norte de la plancha alcanzan a cartografiarse también terrazas ubicadas hacia la margen derecha del río Páez, con


mayor altura que las del río Magdalena y erodadas hasta conformar mesetas con bordes totalmente verticales, como se observa al noroeste del campo petrolero La Cañada (8 A). Están conformadas por depósitos de origen eminentemente fluvial, conglomerados con cantos redondeados a sub-redondeados con regular a buena selección y con imbricación e intercalaciones arenosas. En la matriz y en algunos niveles arenosos se nota la abundancia de material de origen volcánico. Por la elevación sobre el río Magdalena respecto de las Terrazas Pumíticas (Qtp) aflorantes cerca de Tarqui, es muy posible una edad similar, es decir, 0,6 ± 0,1 Ma, según van Houten (1976). DEPÓSITOS COLUVIALES (Qc). Aunque en las áreas montañosas, y especialmente asociados con las trazas de falla, se identificó abundantes depósitos de pendiente, no se detallaron en esta plancha debido a la escala de trabajo; sin embargo, es posible reconocer algunas masas de terreno totalmente heterogéneas cartografiables en quebradas o al pie de escarpes. Sobresalen los coluviones relacionados con la Falla de Matambo en conglomerados del Paleógeno (9A, 9B) y los depósitos ubicados al sureste de El Morro (5G), donde la Formación Gigante suprayace al Grupo Honda. Dada la asociación de estos depósitos con rasgos tectónicos y especialmente con corrientes fluviales de pendientes, es difícil establecer una edad específica de ocurrencia dentro del Cuaternario. DEPÓSITOS FLUVIO-LACUSTRES (Qfl). Hay depósitos fluvio-lacustres cuaternarios ubicados en áreas montañosas de la Cordillera Oriental y de la Serranía de Las Minas. Los más conocidos son los de La Argentina (1E, 1F), y Gigante (10A, 10B). Morfológicamente muestran poca disección y se caracterizan por haberse acumulado en áreas relativamente cerradas. Los materiales que los componen evidencian la ocurrencia sucesiva de episodios de flujos de escombros que pueden variar hasta hiperconcentrados (niveles delgados de arcillas), lo que se sustenta también en la observación de fenómenos similares en la actualidad (Moreno, 1989 y Velandia, 1994a). Su ocurrencia se pudo dar desde finales del Pleistoceno hasta el Holoceno.

Contenido 213

Ilustración 97. Geología de la Plancha 366 Garzón. Nótese en los recuadros de color rojizo las diferentes localidades donde hay depósitos de sedimentos diferenciados según su génesis y caracteírsticas morfológicas. En el cuadro 1 se identifican depósitos de coluvión asociados al sitema de fallas. El cuadro 2 hace referencia a Mesetas producto del depósito y posterior disección de lahares antiguos. (VELANDIA, F et al. 2002).

-


Ilustración 98. Perfil geológico de la Plancha Geológica 366 Garzón, escala 1:100.000. Se observa depósitos de sedimentos cubriendo discordantemente unidades Neógenas y Paleógenas; mesetas producto del depósito y posterior disección de abanicos antiguos. (VELANDIA, F et al. 2002)

20.1.3 PLANCHAS 367 – GIGANTE, 389 - TIMANÁ

ABANICOS ANTIGUOS Y RECIENTES (Q1ab, Q2ab) Los abanicos aluviales son depósitos constituidos por conglomerados de origen torrencial. Se pueden dividir en dos categorías: abanicos antiguos (Q1ab) y recientes (Q2ab). Los abanicos antiguos comúnmente se muestran cortados por ríos y quebradas, y sus canales rellenados por otras unidades aluviales, retrabajadas o por depósitos aluviales recientes. En general, estos depósitos son conglomerados y brechas de bloques y cantos, matriz y clasto-soportados; la matriz es arenoguijosa. Los clastos son de rocas ígneas, metamórficas y volcánicas. Además, se observan algunos niveles de arenas guijosas deleznables con erosión en surcos (INGEOMINAS & GEOESTUDIOS, 2000). Aquellos depósitos ubicados en la desembocadura de corrientes y en los que es posible definir un arreglo radial de pequeños canales, se han denominado depósitos de abanico recientes (Q2ab) (INGEOMINAS & GEOESTUDIOS, 2000). DEPÓSITOS FLUVIO-LACUSTRES (Q2fl) Cubriendo gran parte de la esquina noroeste de la Plancha 367 Gigante se presenta una delgada cobertera de depósitos cuaternarios denominados depósitos fluvio-lacustres, que se componen de niveles conglomeráticos de bloques y cantos de rocas metamórficas e ígneas, angulares hasta redondeados, de distribución caótica, clasto y arenolodosoportados. Se encuentran niveles con mayores porcentajes de matriz y que presentan interposiciones de capas de arenitas conglomeráticas arcillosas, con aporte volcánico, de color gris verdoso y medianamente consolidadas; los contactos con los niveles rudíticos son netos e irregulares y forman canales. Su morfología es plana y levemente ondulada.

Contenido 215

Típicamente esta unidad se encuentra sobre los depósitos de abanicos (INGEOMINAS & GEOESTUDIOS, 2000). TERRAZAS

(Qt2) En la Llanura Amazónica se diferenciaron morfológicamente las unidades de terrazas altas, terrazas medias y terrazas bajas. Las terrazas altas están sólo en algunos lugares del río Orteguaza (Plancha 390 Puerto Rico), en la parte norte cerca de Maracaibo y en la parte sur cerca de la desembocadura de la quebrada La Niña. Algunas se observan basculadas por efectos tectónicos (INGEOMINAS & GEOESTUDIOS, 2000). Las terrazas medias son más abundantes en las riberas de todos los ríos y quebradas, en donde su extensión es moderada. DEPÓSITOS COLUVIALES Los depósitos coluviales (Q2c) son los materiales erodados y redepositados en la base de los taludes, se caracterizan por su baja selección y alta angularidad y por no tener estructuras sedimentarias; en general, están compuestos por gravas polimícticas de bloques angulares matriz soportadas.


GIGANTE

Ilustración 99. Plancha Geológica 367 Gigante escala 1:100.000 en el sector noroeste de la misma. La Formación Saldaña se encuentra cubierta por sedimentos del Cuaternario. (RODRÍGUEZ,G et al. 2003)

Ilustración 100. Perfil geológico de la Plancha Geológica 367 Gigante, escala 1:100.000. Se observa depósitos de sedimentos cubriendo discordantemente unidades Neógenas Cretácicas y parte del Proterozoico; mesetas producto del depósito y posterior disección de abanicos antiguos. . (RODRÍGUEZ, G et al. 2003)

Contenido 217

TIMANÁ

Ilustración 101. Geología de la Plancha 389 Timaná, escala 1:100.000 con los correspondientes afloramientos de la Formación Saldaña. La formación está en contacto con el Neis de Guapotón Mancagua y el Granito y Granofels del Recreo (ambos de colores ocres) (cuadro no. 4). Presenta contactos fallado con las rocas de la Formación Gigante. Se encuentra en posición discordante con respecto a las formaciones Caballos y Loma Gorda y Hondita (RODRÍGUEZ, G et al. 1998).

20.1.4 PLANCHA 345 – CAMPOALEGRE

Las acumulaciones cuaternarias de la Plancha 345 son extensas; algunas están medianamente consolidadas mientras que otras aún están en período de formación; son originadas por la acción de los principales ríos y quebradas que drenan la zona. ABANICOS ANTIGUOS (Qaa1, Qaa2, Qaa3). Los abanicos antiguos aparecen en forma de terrazas o remanentes relativamente altos y con notable disección; se localizan en varios sectores de la Plancha 345 y son clasificados en tres niveles de acuerdo con su grado de disección. Se trata de una serie de abanicos coalescentes que se han interdigitado


cuando los más nuevos han cubierto los remanentes de los más antiguos. En los valles de los ríos Neiva y Blanco se encuentra una cuenca intramontana de origen tectónico (cuenca de tracción) la cual está rellena con depósitos de flujos de escombros, en su mayoría abanicos coalescentes (Vergara, 1996). Las localidades de Algeciras, El Paraíso y La Arcadia están asentadas sobre los depósitos de abanicos antiguos, que cubren rocas ígneas, metamórficas y, generalmente, en discordancia angular, rocas sedimentarias del Paleógeno. Al nivel Qaa1 corresponden los depósitos más antiguos, localizados al sur y noreste de El Hobo; estos últimos son disectados por el río Neiva en su salida al valle con remanentes en las partes altas a más de 30 m de altura con respecto al río Neiva, entre Algeciras y Campoalegre, lo mismo que al otro lado del río Magdalena, los cuales han sido cubiertos parcialmente por aguas de la Represa de Betania. El nivel Qaa2 está distribuido desde Puerto Seco hasta el norte de El Hobo. El nivel Qaa3 son los depósitos que cubren desde el sur de Campoalegre hasta Rivera en el límite norte de la plancha. Los abanicos del sector de Algeciras presentan rasgos de neotectónica asociados a la Falla de Algeciras; han sido correlacionados con el nivel Qaa2. Los materiales que conforman estos abanicos varían en composición dependiendo de su ubicación; en los abanicos que se encuentran adosados a la Cordillera Oriental abundan los bloques sub-redondeados a sub-angulares, clasto-soportados y matriz-soportados, con rocas ígneas y metamórficas; eventualmente, bloques de la Formación Saldaña y de las unidades sedimentarias cretácicas y paleógenas. Probablemente estos son depósitos contemporáneos con el levantamiento plioceno-pleistoceno de la Cordillera Oriental (Ruiz, 1981). ABANICOS RECIENTES (Qar). Los abanicos recientes son depósitos cuaternarios con amplia distribución en la Plancha 345; se formaron en un sector del piedemonte de la Cordillera Oriental; se diferencian de otro tipo de depósitos de abanicos por la escasa disección, textura homogénea y conservación del ápice; es normal apreciar claramente la relación con el río o quebrada que da origen al depósito. El abanico principal es el formado por el río Neiva en su salida al valle del río Magdalena al sur de Campoalegre; también al noreste de Teruel (1A) hay pequeños abanicos que se desprenden de la contrapendiente (borde occidental) de la cuchilla de Upar. En otros, su origen está relacionado con las fallas principales del área y sobresalen algunos de escasa extensión, como los observados en el oeste de la cuchilla de Upar (1A, 1B). La composición de estos abanicos varía según su localización con respecto a las unidades geológicas aflorantes; se encuentran cantos de rocas ígneas y metamórficas, bloques de la Formación Saldaña y algunas rocas del Cretácico y Paleógeno.

Contenido 219

No se conocen dataciones, pero por sus características y asociación se asume que los abanicos son de finales del Pleistoceno hasta el Holoceno. Ilustración 102. Mapa de distribución de depósitos cuaternarios (MARQUINEZ, C et al. 2002).

DEPÓSITOS COLUVIALES (Qc). Aunque en las áreas montañosas y especialmente asociados a las trazas de falla se identificaron abundantes depósitos de pendiente, no fueron detallados en esta plancha debido a la escala de trabajo. Sin embargo, en el río Neiva entre Algeciras y Campoalegre las coladas de lodo interactúan con los coluviones, produciendo continuas alteraciones en la estabilidad de la zona mencionada. Dada la asociación de estos depósitos con rasgos tectónicos y especialmente con corrientes fluviales de pendientes, es difícil establecer una edad específica de ocurrencia dentro del Cuaternario.


DEPÓSITOS FLUVIO-LACUSTRES (Qfl). Morfológicamente muestran poca disección y se caracterizan por haberse acumulado en áreas relativamente cerradas. Se pueden observar al sur y norte de la Inspección de Potrerillos (2G, 2H). Los materiales que componen los depósitos fluvio-lacustres evidencian la ocurrencia sucesiva de episodios de flujos de escombros que pueden variar hasta hiperconcentrados (niveles delgados de arcillas), lo que se sustenta también en la observación de fenómenos similares en la actualidad (Velandia, 1995 y Moreno, 1989). Su ocurrencia también se pudo dar desde finales del Pleistoceno hasta el Holoceno.

Contenido 221

Ilustración 103. Plancha Geológica 345 Campoalegre, escala 1:100.000 en la región central de la plancha. (VELANDIA, F et al. 2002).

Ilustración 104. Perfil geológico de la Plancha Geológica 345 Campoalegre, escala 1:100.000. Se observa depósitos de sedimentos cubriendo discordantemente unidades Neógenas y Paleógenas; mesetas producto del depósito y posterior disección de abanicos antiguos. (VELANDIA, F et al. 2002).


20.1.5 PLANCHA 388 - PITALITO

DEPÓSITO FLUVIO-LACUSTRE DE PITALITO (Qlp) El Depósito fluvio-lacustre de Pitalito ocupa una cuenca sedimentaria intramontana de forma irregular, con un ancho de este a oeste de unos 17 km en su parte más extensa, y un largo de unos 20 km en dirección SW-NE desde la localidad de Bruselas (8E) hasta la carretera que va a la Inspección de Policía de Guacacallo (12D). La cuenca se encuentra a una altitud aproximada alrededor de 1.300 m y está rodeada por montañas que no exceden los 2.000 m. Dos ríos principales drenan la cuenca: el Guarapas y el Guachicos, ambos nacen en los Picos de Fragua, en límites de los departamentos de Huila y Cauca, entre los 2.500 y 2.800 m de altura. Tienen una dirección general SW-NE, pero al llegar al Depósito fluvio-lacustre de Pitalito, cambian su dirección al NW para desembocar al río Magdalena La geometría de la cuenca está controlada por una serie de fallas entre las que se encuentran: 1) La Falla Granadillos – Timaná, transcurrente con desplazamiento dextro lateral a lo largo del límite norte de la cuenca, y 2) un sistema de fallas al sur con pocos indicios de actividad reciente, al cual corresponden las fallas de Pitalito, El Cedro y El Silencio. Bakker (1989) realizó estudios gravimétricos para interpretar la forma de la cuenca y análisis geoeléctricos para entender las características texturales de los 200 m superiores del relleno sedimentario; igualmente, estudió los afloramientos superficiales y realizó algunos sondeos principalmente en la parte más profunda de la cuenca. De la gravimetría concluyó que la cuenca presenta una parte somera que corresponde al sector sur y occidental que va bajando en forma gradual hasta una profundidad entre 300 y 400 m y otro sector profundo al noreste, con una profundidad entre 1.000 y 1.200 m entre el sector de La Coneca (11D) y el cruce de la carretera que va a la Inspección de Policía Guacacallo (12E). Los datos de la geoeléctrica muestran un desborde transgresivo del material grueso desde el sur y oeste al este y se explica por la presencia de un sistema fluvial progradante de tendencia noreste, el cual representa el último evento de relleno de la cuenca. Los sedimentos más finos (arcillas y turbas) se encuentran en el este entre el sector de La Coneca (11D) y la parte baja de la Vereda El Higuerón (12E), considerada como la parte más profunda por la gravimetría. Con base en extrapolaciones de tasas de sedimentación conocidas para los últimos 60 mil años, este estudio insinúa que el proceso de subsidencia pudo haber empezado hace 4,5 Ma. Los sedimentos que hacen parte de los últimos eventos de relleno de la cuenca fueron estudiados de afloramientos, excavaciones y algunas perforaciones que permitieron establecer algunas diferencias entre la parte oeste y este (Baker, 1989). La transición de

Contenido 223

las dos áreas se encuentra aproximadamente por la línea donde el río Guarapas cruza la llanura de SE a NW (11E). En la parte oeste se observa alternancia de material grueso (grava y arena) de facies de canal con material fino (arcillas y limos) de facies de desbordamiento. En la parte este, numerosos camellones o diques muestran alta conexión y muchos terminan en áreas mal drenadas. Los diques están compuestos por arena gruesa a media y las depresiones contienen depósitos relativamente espesos de

turbas y arcilla con delgadas intercalaciones de arena. Ilustración 105. Geología de la Plancha 388 Pitalito, escala 1:100.000. (CÁRDENAS, J et al. 1998).

DEPÓSITOS LACUSTRES (Qlc). Los depósitos lacustres diferenciados en la Plancha 388 Pitalito están localizados en inmediaciones de la cabecera municipal de Isnos:


Uno formado por las quebradas La Chorrera y El Tigre (7C) y otro en la Vereda Bajo Planes (9C). Igualmente, se identificó por fotointerpretación un depósito lacustre en la parte alta de la cuenca del río Balceros (4G). Están conformados predominantemente por sedimentos finos (arcilla y limo) con algunos niveles de sedimentos gruesos (grava y arena) de facies de canal. No se conocen dataciones de estos depósitos, pero se supone que corresponden al Holoceno.

TERRAZAS (Qt). Se denominan terrazas a unos depósitos alargados de morfología plana, de corta extensión, con espesores entre 10 y 15 m, asociados a los cursos de los ríos Magdalena y Granates. Son remanentes de niveles anteriores de sedimentación en los recodos de los ríos, los cuales han estado en continua incisión y socavamiento lateral, y han producido escarpes verticales a lo largo de dichos cauces. Estos depósitos están conformados por flujos de escombros caóticos, compuestos de cantos heterométricos con diámetros hasta de 1 m, en matriz limo arcillosa. La composición de los fragmentos es variada de acuerdo con la localización del depósito. La terraza frente a la localidad de Morelia (8A) está constituida, en su mayor parte, por rocas ígneas intrusivas y rocas volcánicas porfiríticas de composición intermedia. Las terrazas ubicadas a lo largo del río Magdalena (9D), están conformadas por andesitas, roca ígnea intrusiva, esquistos, vulcanitas de la Formación Saldaña y lodolitas negras. No se tienen dataciones de estas terrazas, pero por su baja consolidación se consideran del Holoceno. CONOS Y ABANICOS ALUVIALES (Qab). Los conos y abanicos aluviales son depósitos que se forman en la base de un sistema montañoso cuando uno o varios flujos de lodo, escombros o la combinación de éstos, emergen violentamente por un cauce desde sectores empinados, y se explayan sobre los terrenos bajos en forma caótica. Se diferencian de otros depósitos por su forma triangular y la conservación del ápice, y muestra claramente la relación con la corriente que le dio origen. Muchas veces se presentan intercalados con otros abanicos similares y adyacentes, y forman abanicos coalescentes. Su origen, normalmente, está relacionado con la actividad de fallas que producen el levantamiento paulatino del relieve y los consiguientes procesos morfodinámicos de las zonas montañosas. En el área de la Plancha 388 Pitalito, se detectan varias de estas acumulaciones en el piedemonte que bordea el Depósito fluvio-lacustre de Pitalito (Qlp), donde se destacan los siguientes:

Contenido 225

En la parte norte, abanicos coalescentes entre las veredas Risaralda y Girasol (10D, 11D) y los ubicados entre las veredas Regueros y Mortiñal (12D) formados por las quebradas que llevan su mismo nombre. En la parte sur, abanicos coalescentes entre las veredas Camberos y Tabacal (10F) y los ubicados entre las veredas El Macal y Zanjones (12F). Se presentan también pequeños abanicos aluviales en algunos sitios a lo largo del río Magdalena (8E, 10D, 12B). Los materiales que conforman estos abanicos varían de composición de acuerdo con el área fuente. Los que se encuentran en el piedemonte alrededor de la cuenca intramontana de Pitalito constan, en su gran mayoría, de rocas volcano-sedimentarias de la Formación Saldaña. Los ubicados a lo largo del río Magdalena son depósitos derivados de la Cuarzomonzodiorita de Sombrerillos, otros de las Lodolitas y Calizas de Granadillos y de la Formación Saldaña. No se conocen dataciones de estos depósitos, pero por sus características depositacionales y asociación se asumen del Holoceno.

Ilustración 106. Perfil geológico de la Plancha Geológica388 Pitalito, escala 1:100.000. Se observa depósitos de sedimentos cubriendo discordantemente unidades Jurásicas y Triásicas; mesetas producto del depósito y posterior disección de abanicos antiguos (CÁRDENAS, J et al. 1998)

20.2 BIBLIOGRAFÍA



2010.



2002.


FERREIRA, P., NUÑEZ, A., RODRÍGUEZ, M. Levantamiento Geológico de la

plancha 323 Neiva. Escala 1:100.000. Memoria Explicativa. . Servicio Geológico

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Bogotá, 2002.

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Estratigrafía de las Rocas sedimentarias de Monte Frío (Jurásico Inferior, Valle

Superior del Magdalena – Colombia). Geología Colombiana No. 19. 1995

RODRÍGUEZ,G., ZAPATA, G., VELÁSQUEZ, M. Geología de la Plancha 367


Digital, 2010.



digital, 2010.







Contenido 227

CAICEDO, J.C., NUÑEZ, A. Geología de la Plancha 345 Campoalegre. Escala




2002.




21. CUATERNARIO VOLCÁNICO

Ismael García

Ana Pinilla

21.1 INTRODUCCIÓN

La incidencia de material volcánico en la zona de trabajo revela episodios eruptivos

reincidentes. Los depósitos de edad Cuaternario que involucran componentes volcánicos

cartografiadas dentro de la Planchas 344 Tesalia, 345 Campoalegre, 366 Garzón, 367

Gigante, 388 Pitalito y 389 Timaná, corresponden tanto a depósitos epiclásticos, como a

material acumulado directamente durante el evento eruptivo. Mediante la recopilación

bibliográfica, se presentan aquí los aspectos más relevantes de todo estos depósitos,

dando especial importancia, naturalmente, a aquellos que han resultado de la actividad

volcánica durante los últimos 2.5 M.a en el valle superior del Magdalena.

Palabras clave: Cuaternario volcánico, Colombia, Departamento del Huila.


21.2 PLANCHA 344 TESALIA

21.2.1 TERRAZAS PUMÍTICAS (QTP)

Corresponde a capas gruesas de arenas pumíticas grueso granulares, gradadas

normalmente y con una matriz arcillosa con material piroclástico en un 60%. Presentan

estratificación inclinada e intercalaciones de capas medias a gruesas de arcillolitas de

tonos verdosos y crema. Morfológicamente da terrazas amplias, con alturas de hasta

40m, usualmente utilizadas para el cultivo de arroz.

Ilustración 107. Distribución de terrazas pumíticas en la plancha 344 Tesalia (Maquínez et al. 2002).

Contenido 229

Se distribuye hacia los márgenes de los ríos Páez, Yaguará, Pedernal y Yaguaracito.

Esta unidad reposa discordantemente sobre rocas correspondientes a los grupos

Chicoral y Olini y las formaciones Doima, Potrerillo, Seca, Hondita, Loma Gorda y

Saldaña. En cuanto a su génesis, se asumen como resultado del depósito aluvial de los

ríos Páez, Magdalena y Yaguaracito a partir de la erosión de materiales volcánicos de

abanicos (Qaa) o de flujos piroclásticos antiguos. (Velandia et al. 2001)

21.2.2 ABANICOS ANTIGUOS (Qaa)

Se trata de mesetas altas y aisladas, producto del depósito y posterior disección de

lahares antiguos. Los más ampliamente distribuidos están ubicados sobre el valle del río

Páez, y llegan a su desembocadura en el río Magdalena (Velandia et al. 2001). Los

materiales que conforman esta unidad son fragmentos angulares a subangulares con

diámetros de hasta 70 cm, dispuestos de manera caótica y constituidos por material

volcánico proveniente de la Formación Saldaña y del Batolito de Ibagué, principalmente.


Ilustración 108. Localización de abanicos antiguos para la plancha 344 Tesalia limitados por cuadros rojos (Maquínez et al. 2002).

Contenido 231

21.3 PLANCHA 345 CAMPOALEGRE

21.3.1 TERRAZAS PUMÍTICAS (Qt).

Ilustración 109. Localización de terrazas pumíticas limitadas por cuadros rojos hacia el noroeste de la plancha 345 Campoalegre (Velandia et al. 2002).

Estos depósitos pumíticos son niveles no consolidados acumulados en ambas márgenes

de los ríos Magdalena, Yaguará y Pedernal; se identificaron especialmente en Yaguará y

sus alrededores; constituyen terrazas amplias y altas aptas para cultivos.


Se trata de una secuencia de arenitas arcillosas pumíticas desde finas a gruesas con

intercalaciones de aglomerados con cantos compuestos de material piroclástico en un

60%. Se presentan intercalaciones delgadas de arcillas verdosas y crema en paquetes

gruesos a medios, con estratificación inclinada, plana paralela continua y gradación

normal; los contactos son ondulosos e irregulares. Su tono es, en general, claro y

blancuzco, y se observan discordantes sobre rocas de la Formación Seca y del Grupo

Gualanday. Se les asume como acumulaciones a partir de la erosión de materiales

volcánicos presentes en los abanicos antiguos. Van Houten (1976) reporta una edad de

0,6 ± 0,1 Ma, para el relleno fluvial, de carácter volcanoclástico, de Tarqui, al suroeste en

la Plancha 366 Garzón, que se puede aplicar aquí, lo que indica una edad pleistocénica

para estas acumulaciones. (Velandia et al. 2001)

Contenido 233

Ilustración 110. Distribución de abanicos antiguos para la plancha 345 Campoalegre (Velandia et al. 2002).

Además, existen una serie de terrazas aluviales altas que no son cartografiables debido a

su corta extensión. Están asociadas al río Magdalena al norte de la plancha y Perdernal

al oeste de Yaguará, elevados 5m con respecto al cauce. Si bien estos depósitos de

conglomerados y cantos rodados con imbricación son de origen fluvial, en la matriz es

evidente la presencia de material de origen volcánico. Finalmente, por su posición

podrían ser correlacionables con las Terrazas Pumíticas.


21.4 PLANCHA 366 GARZÓN

21.4.1 FORMACIÓN GUACACALLO (NgQvg)

La Formación Guacacallo, propuesta por Kroonenberg et al. (1981) está compuesta por

una sucesión ignimbrítica, de composición riolita - dacita, con intercalaciones de flujos de

escombros y lahares; se extiende por más de 1000 km sobre las cuencas del Alto

Magdalena y el río La Plata, al suroeste del departamento del Huila. En esta plancha

aflora en el valle del Río La Plata y sus afluentes, las quebradas Moscopán y Salada.

Morfológicamente constituye altillanuras onduladas que han rellenado la paleotopografìa

y sobre las que se han desarrollado suelos muy fértiles, con drenajes dendríticos densos.

Ilustración 111. Distribución de Formación Guacacallo se restringe al oeste de la plancha 366 Garzón. La ubicación está limitada a los cuadros de color rojo (Velandia et al. 2002).

En la carretera hacia La Argentina la sucesión volcánica alcanza espesores de 300m

y tiene intercalaciones volcaniclásticas y clásticas, provenientes de eventos laháricos e

ignimbríticos. Además, sobre la quebrada El Salado se observan ignimbritas que

Contenido 235

alcanzan los 100m de espesor y subyacen conglomerados de tamaño bloque, que se han

adosado a ésta formación por motivos cartográficos.

Esta unidad está compuesta por flujos piroclásticos con muy poca variación vertical, casi

sin soldamiento aunque bien consolidadas. Es porosa y permeable y muestra colores

blanco, gris y ocasionalmente rosado. Los fragmentos macroscópicamente son de

composición andesítica, dacítica, con cuarzo y fragmentos escasos de rocas ígneas y

metamórficas y descansa, en la plancha 366 - Garzón, sobre la Formación Saldaña,

rocas intrusivas del Batolito de Ibagué y rocas metamórficas del Ortogranito de La Plata.

Los flujos piroclásticos que la originaron provienen de la construcción de calderas en la

cima de la Cordillera Central que no se han identificado muy bien. No obstante, la

hipótesis más reciente, dada por el Servicio Geológico Colombiano, antiguamente

INGEOMINAS, considera que tanto la Formación Guacacallo, como la Formación

Popayán, en el valle del río Cauca, pudieron haberse originado en una gran estructura,

denominada Caldera de Paletará de cerca de 35 km de diámetro, dentro de la cual se

encuentra el vulcanismo resurgente de la Cadena Volcánica de los Coconucos, distante

menos de 50 km del área (Velandia et al. 2001).

A la luz de las dataciones realizadas por Van del Wiel (1991) utilizando el método de

huellas de fisión en circón, se asume la Formación Guacacallos como de edad Plioceno-

Pleistoceno (2.30.2 a 3.30.3 M.a).

21.4.2 VOLCANITAS BÁSICAS (Qvb)

En el área de La Palma se presentan tres conos de escoria, rematadas con cráteres de

explosión que no sobrepasan los 30 metros. Asociados a estos conos se presentan dos

flujos de lava de aproximadamente 600 metros de longitud. Uno de éstos llega a la base

del cerro de Pan de Azúcar, mientras el restante se acerca a la confluencia de la

quebrada Moscopán y el Río La Plata.

Su morfología es plana e inclinada hacia el valle del río La Plata, con numerosos cantos

de lava. Esta manifestación volcánica está asociada con la falla de La Plata y suprayace

a la Formación Guacacallo.

Este material se depositó como oleadas basales y como material de caída de tamaño

predominantemente lapilli. Se exhiben estructuras sedimentarias de gran envergadura.

Adicional a esto se observa estratificación marcada por diferencias de tamaño de grano

con muy buena selección y ocasionalmente con presencia de lapilli acrecionario.


Ilustración 112. Las Volcanitas Básicas se restringen a una pequeña área al noroeste de la plancha 366 Garzón como se muestra en el cuadro rojo (Velandia et al. 2002).

Se destacan los fragmentos de ignimbritas y otros de rocas de la Formación Guacacallo,

además de rocas volcánicas de la Formación Saldaña e intrusivos. El material juvenil es

lapilli escoriáceo y pumítico, de composición andesítica, de tono rojizo a grisáceo.

Por estas características cabe pensar que esos depósitos se originaron a partir de

erupciones tipo estromboliano; el bajo volúmen y la poca dispersión de los piroclastos

sugieren columnas de erupción de poca altura y baja energía en la actividad volcánica.

Por su posición estratigráfica sobre la Formación Guacacallo, es lógico suponer que

estos materiales tienen una edad Plioceno Superior a Pleistoceno. Sin embargo, debido a

la escasez de datos y la buena preservación de los conos, es factible postular una edad

de, inclusive Holoceno.

Contenido 237

21.4.3 LAHAR DE ALTAMIRA (Qva)

Ocupa, en la Plancha 366 - Garzón, na extensión de 58 km cuadrados y aflora a lado y

lado del río Magdalena. Su morfología es plana y una serie de quebradas han formado

sobre ella zanjas profundas.

Ilustración 113. Localización del Lahar de Altamira limitado por un recuadro de color rojo sobre la plancha 366 Garzón (Velandia et al. 2002).

Consiste en depósitos vulcano-sedimentarios e intercalaciones de aluviones con espesor

máximo de 40m. Es un flujo caótico, con cantos angulares en su mayoría de origen

volcánico de hasta 50 cm de diámetro en una matriz arcillosa, de color gris claro, poroso

y muy cementado. Presentan buena exposición en la quebrada La Cimarrona, y en la

hacienda Útica.


En la vía Garzón - Altamira está conformado casi en su totalidad por rocas volcánicas

básicas. Algunos bloques de roca muestran texturas de flujo y meteorización

esferoidal.

Podría considerarse como originado por actividad volcánica en la zona de los coconucos

y descendiendo por el ancestral valle del Magdalena. Ya que no se poseen dataciones

isotópicas sobre el material del lahar y a que se encuentra suprayaciendo a la Formación

Guacacallo, se asume una edad de Pleistoceno.

21.4.4 TERRAZAS PUMÍTICAS (Qtp)

Consisten en niveles no consolidados, acumulados a lado y lado del río Magdalena,

fácilmente identificables cerca a la localidad de Tarqui.

Ilustración 114. Distribución de terrazas pumíticas hacia el sur de la plancha 366 Garzón (Velandia et al. 2002).

Contenido 239

Son arenitas arcillosas pumíticas, dispuestas en paquetes medios con estratificación

inclinada. Sus contactos son ondulosos y erosivos y forma terrazas amplias cultivables.

Tienen un color gris claro y reposan discordantemente sobre arcillolitas del Grupo Honda

y sobre el Lahar de Altamira (Qva).

Se asumen como resultado de la acumulación en las riberas del río Magdalena, a partir

de la erosión de materiales volcánicos de la Formación Guacacallo y el Lahar de

Altamira. (Velandia et al. 2001).


Ilustración 115. Sección estratigráfica Terraza Pumítica Puente San Esteban, Río Magdalena (Velandia et al. 2002).

Contenido 241

21.5 PLANCHA 367 GIGANTE

21.5.1 DEPÓSITOS FLUVIOLACUSTRES (Q2fl)

Compuesto por niveles conglomeráticos de bloques y cantos provenientes de rocas

metamórficas e ígneas, angulares a redondeados, matriz y clastosoportados con algunas

intercalaciones de arenitas conglomeráticas arcillosas con aporte volcánico de color gris

verdoso no muy bien consolidadas. Su morfología es plana a levemente ondulada, con

contactos netos a irregulares con los niveles rudíticos, además se ubican generalmente

sobre abanicos (INGEOMINAS & GEOESTUDIOS, 2000).


Ilustración 116. Localización de los depósitos fluviolacustres marcados por los recuadros de color rojo en la plancha 367 Gigante (Rodríguez et al. 2010).

21.5.2 DEPÓSITOS ALUVIALES (Q2AL) Y COLUVIALES (Q2c)

Los depósitos aluviales y coluviales se refiere a aquellos formados recientemente como

resultado de agentes erosivos. Los depósitos coluviales hace referencia a materiales

redepositados en la base de talud, sin estructuras sedimentarias, compuestos de gravas

polimícticas de bloques angulares matriz soportado. Por el contrario los depósitos

aluviales incluyen de llanura de inundación y canal; los últimos constituidos

principalmente por cantos y bloques redondeados provenientes de volcánicas, ígneas y

metamórficas.

Contenido 243

Ilustración 117. Ubicación de los depósitos aluviales en la plancha 367 Gigante marcada por lo cuados de color rojo (Rodríguez et al. 2010).

21.5.3 ABANICOS ANTIGUOS Y RECIENTES (Qab)

Depósitos conglomeráticos de origen torrencial, los cuales se pueden dividir en antiguos

(Q1ab) y recientes (Q2ab). Los abanicos antiguos son rellenados por depósitos aluviales,

constituidos principalmente por brechas de bloques y cantos, así como de

conglomerados, matriz y clastosoportados; siendo los clastos de rocas ígneas,

metamórficas y volcánicas. Por otro lado, la configuración de un abanico reciente lo


constituye principalmente un arreglo radial de pequeños canales ubicados en la

desembocadura de corrientes (INGEOMINAS & GEOESTUDIOS, 2000).

Ilustración 118. Depósitos coluviales localizados en recuadros rojos para la plancha 367 Gigante (Rodríguez et al. 2010).

Contenido 245

Ilustración 119. Los depósitos coluviales recientes y antiguos son marcados en los cuadros rojos de la plancha 367 Gigante (Rodríguez et al. 2010).


21.6 PLANCHA 388 PITALITO

21.6.1 TERRAZAS PUMÍTICAS (Qtp)

Depósitos aterrazados poco consolidados ubicados hacia los márgenes del valle de río

Magdalena entre la Vereda San Antonio y el puente sobre el río Magdalena en la

carretera Pitalito-Saladoblanco en la Vereda Oritoguez. Hacia la parte alta de la

Cordillera Central se encuentran estos depósitos con espesores que alcanzan 100 m

compuestos de material de origen volcánico, con acumulaciones piroclásticas tanto de

flujo como de caída generados por los volcanes Cutanga, Chontillal, Petacas, Las

Ánimas y Doña Juana, además de el Complejo Volcánico de Sotará que a su vez es

compuesto por los volcanes Sotará, San Alfredo y Sucubún (INGEOMINAS, 1996).

Ilustración 120 Localización de las terrazas Pumíticas en la plancha 388 Pitalito (Cárdenas et al. 2010).

Contenido 247

Estas terrazas están compuestas por depósitos volcaniclásticos de gravas y arenas

pumíticas con algunos lentes de pómez tamaño grava y arena gruesa a media,

clastosoportada con estratificación cruzada y gradación normal. Los contactos entre

capas son ondulados y erosivos. Estos depósitos surgen a partir de la removilización de

material piroclástico de caída y flujo, proveniente de erupciones relacionadas a los

aparatos volcánicos mencionados, ubicados al occidente de la plancha 388 Pitalito.

Los depósitos pumíticos tienen contactos discordantes sobre la mayoría de las rocas en

el área de estudio. Noes posible ver la relación que se tiene con las rocas volcánicas

básicas, aunque cubre el Lahar de Altamira y la Formación Guacacallo, el cual se puede

observar en El Estrecho en la carretera San Agustín-Obando.

La edad a la que corresponden estos depósitos es cuaternario posiblemente Pleistoceno

superior teniendo en cuenta que no han sido afectados por eventos tectónicos

importantes y no se encuentran deformados. Según Van Houten (1976), reporta una

edad de 0.6 0.1Ma para el relleno fluvial volcaniclástico de Tarqui en Huila, el cual fue

cartografiado por Rodríguez et al., (1998).

21.6.2 VOLCANITAS BÁSICAS (Qvb)

Se hace referencia a volcanitas básicas en la plancha 366 Garzón para referirse a rocas

efusivas de composición basáltica, con material piroclástico y lavas asociadas a

erupciones de tipo estromboliano. Algunos autores como Tello & Hernández (1976) y

Kroonenberg et al,. (1981 y 1982) hace referencia a este tipo de rocas en San Agustín,

Isnos, Acevedo y La Argentina.

Para la plancha 388 estas vulcanitas cubren 160 km2, conformada por conos volcánicos

localizado alrededor de Isnos y entre las veredas Aguadas, El Tablón, Arauca y

Quebradillas hacia el noreste y sureste de San Agustín, también se presentan en la

vereda El Cerro en Oporapa.

La unidad está compuesta principalmente por flujos de lava basáltica y material

piroclástico que van desde ceniza a bloque, que han formado conos alrededor del cráter.

Las cenizas volcánicas son de color rojizo, amarillo, ocre y crema, las cuales presentan

espesores hasta de 12 m; algunos de los depósitos más espesos se observan en la

carretera Isnos-Pitalito, cabecera municipal de Isnos y carretera Isnos-vereda Mondeyal.

En la vereda Canastos se puede apreciar dos eventos de caída de ceniza separados por

un paleosuelo de 50 cm.


Los flujos de lava basáltica se pueden observan en la base de los conos, así como en

algunos otros lugares: vereda Mondeyal, carretera Isnos Pitalito y carretera San Agustín-

Parque Arqueológico-Quebradillas.

Ilustración 121. Localización de volcanitas básicas en plancha 388 Pitalito en cuadros de color rojo (Cárdenas et al. 2010).

En la vereda Canastos se puede apreciar dos eventos de caída de ceniza separados por

un paleosuelo de 50 cm.

Los flujos de lava basáltica se pueden observan en la base de los conos, así como en

algunos otros lugares: vereda Mondeyal, carretera Isnos Pitalito y carretera San Agustín-

Parque Arqueológico-Quebradillas.

Los basaltos son rocas de color gris a negro, con textura microporfirítica, presencia de

microfenocristales (hasta 2 mm) de olivino y clinopiroxeno.

Las vulcanitas se encuentran en contacto discordante sobre El Lahar de Altamira, la

Formación Guacacallo, las formaciones cretácicas y la Cuarzomonzonita de Sombrerillos

Contenido 249

ubicada en los alrededores de San Agustín e Isnos. En el Cerro Oporapa se encuentra

sobre las formaciones Guacacallo y Hondita-Loma Gorda.

De acuerdo al índice de dispersión e índice de fragmentación es posible decir que

corresponde a vulcanismo de tipo estromboliano, asociado a explosiones y proyección de

material fragmentado.

El edificio volcánico corresponde a conos de ceniza y escoria formados por fragmentos

de lava que no tienen más de 100 m de altura.

Se cree que tiene una edad entre Plioceno Superior a Pleistoceno debido a que se

encuentran sobre la Formación Guacacallo, datada por K-Ar y huellas de ficción que

asocia una edad de Plioceno Superior.

21.6.3 TERRAZAS (Qt)

Las terrazas son depósitos alargados con forma planas, espesores de 10 a 15 m,

relacionados a los ríos Magdalena y Granates.

Estos depósitos son principalmente compuestos por flujos de escombros con cantos de

diversos tamaños que alcanzan hasta un metro en una matriz limo arcillosa, aunque la

composición varía de acuerdo a su ubicación. La terraza frente a Morelia presenta roca

ígneas intrusivas y rocas volcánicas porfiríticas de composición intermedia, mientras que

los depósitos ubicados a lo largo del río MAgdalena se componen de andesitas, roca

ígnea intrusiva, esquistos, vulcanistas de la Formación Saldaña y lodolitas negras.


21.6.4 CONOS Y ABANICOS ALUVIALES (Qab)

Ilustración 122. Localización de terrazas (Qt) en recuadros de color rojo, mientras que los azules limitan zonas con conos y abanico aluviales en la plancha 388 Pitalito (Cárdenas et al. 2010).

21.7 PLANCHA 389 TIMANÁ

21.7.1 BASALTOS DE ACEVEDO (Qba)

Este vulcanismo es referenciado inicialmente por Bergt (1899, en Kroonenberg et al.,

1982), seguido de Tello & Hernández (1976) que mencionan la presencia de conos

volcánicos en San Agustín. Posteriormente Kroonenberg & Diederix (1982) usan este

nombre para una secuencia volcano sedimentaria aflorante en el valle del río Suaza, al

sur de Acevedo, en la plancha 389-Timaná.

Contenido 251

INGEOMINAS & GEOESTUDIOS (2000) caracterizan esta unidad unidad compuesta por

basaltos alcalinos olivínicos, que presenta colores negro grisáceo, gris oscuro y

anaranjado amarillento debido a la meteorización.

Estos basaltos se encuentran discordantes sobre el Granito de Altamira y las

formaciones Saldaña, Hondita, Loma Gorda, Caballos y Seca. A su vez INGEOMINAS &

GEOESTUDIOS (2000) le asigna un espesor que no supera los 200 m.

Ilustración 123. Localización de Basaltos de Acevedo hacia el suroeste de la plancha 389 Timaná marcada por recuadro rojo (Rodríguez et al. 2010).


Para Kroonenberg et al., 1982 su composición alcalina además de la presencia de

espinela sugiere que este magma es proveniente del manto, que a pesar de no tener un

control estructural significativo podría estar asociado a fallas profundas.

Por otro lado INGEOMINAS & GEOESTUDIOS (2000) asocia la presencia de estos

basaltos con ambientes tectónicos distensivos, de los que aún no se tiene una

explicación.

Según Kroonenberg et al., 1982 los basaltos tendrían una edad de Plio-Pleistoceno

teniendo en cuenta criterios de campo y geología regional, además de ser

correlacionadas con rocas basálticas aflorantes hacia el occidente del Departamento del

Huila (San Agustín-San José de Isnos, La Argentina y Oporapa-San Roque).

Contenido 253

21.7.2 ABANICOS ANTIGUOS Y RECIENTES (Qab)

Ilustración 124. Localización de abanicos recientes y antiguos marcados en cuadros rojos para la plancha 389 Timaná (Rodríguez et al. 2010).

21.7.3 DEPÓSITOS ALUVIALES (Q2al) y COLUVIALES (Q2c)

Finalmente, es importante notar que dentro de los depósitos de abanico antiguos y

recientes, así como en los coluviales, de toda el área trabajada, usualmente se encuentra

material volcánico retrabajado, ya sea proveniente de las ignimbritas de la Formación


Guacacallo, o componentes volcánicos de la Formación Saldaña. Estos depósitos han

sido señalados de manera oportuna a los largo del trabajo en las figuras que ilustran los

mapas correspondientes a cada plancha.

Ilustración 125. Localización de depósitos aluviales limitados en cuadros rojos y depósitos coluviales en color azul. Ambos se encuentran hacia la parte noreste de la plancha 389 Timaná (Rodríguez et al. 2010).

Contenido 255

21.8 CONCLUSIONES

Los depósitos del área de trabajo depositados en tiempos recientes (Plio-

Pleistoceno) de origen volcánico cuenta una historia de energía volcánica baja a

media, generalmente entendidas como erupciones estrombolianas.

Es necesario utilizar métodos de datación isotópica, que permitan ajustar las

edades de la totalidad de los cuerpos de edad Cuaternario de origen volcánico

dentro del área de estudio.

Durante el trabajo cartográfico de campo es importante tener en cuenta que a

algunas de estas unidades han sido adosados cuerpos de alguna otra naturaleza

por cuestiones de escala. Es menester entonces, realizar cartografía a escala

mayor que permita la corrección de éstas imprecisiones.

Por su apariencia, algunas de estas unidades pueden ser confundidos con

depósitos coluviales, por lo que se recomienda la revisión en detalle de la matriz a

fin de corroborar la presencia o no de material volcánico.

21.9 BIBLIOGRAFÍA



2010


Tesalia. Escala 1:100000. Memoria Explicativa. Servicio Geológico


RODRÍGUEZ, G., ZAPATA, G., VELÁSQUEZ, M.

Geología de la Plancha 367 Gigante. Escala 1:100000. Servicio Geológico

Colombiano. Bogotá, 2003. Versión Digital, 2010.



digital, 2010.



Plancha 345 Campoalegre. Escala 1:100000. Memoria Explicativa.

Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, 2002.



2002.

22. FALLA EL AGRADO-BETANIA

Gerse David Ruiz Adrian Arturo Rincón Alvarez

22.1 INTRODUCCIÓN.

Muchas de las evidencias geológicas y estructurales cartografiadas como pliegues y

fallas en el departamento del Huila, están relacionadas con eventos tectónicos que tiene

implicaciones importantes con la formación de la cadena montañosa de los andes en el

territorio colombiano. Algunos autores como Coney & Evenchick (1994) interpretan esta

actividad tectónica como un tectonismo de plegamiento y cabalgamiento con avance

principal hacia el oriente, desde Perú a Ecuador y Colombia. Según Noblet et al. (1996)

se trata del desplazamiento del sistema de cabalgamiento subandino hacia el oriente que

comenzó en el mesozoico y continuo progresivamente durante el cenozoico, incluyendo

el cuaternario.

Contenido 257

Estos eventos tectónicos se muestran en el territorio colombiano con un gran

fracturamiento, fallamiento y plegamiento, los cuales tiene un patrón específico de

comportamiento de dos direcciones, una hacia el NE que es la que más predomina y

otra hacia el NW. El sistema de fallas NE ha moldeado el territorio colombiano en esta

dirección también, de igual manera generando cuatro bloques geomorfológicos y

tectónicos: Cordillera central, piedemonte de la cordillera central, valle del rio magdalena

y cordillera oriental.

Para Mojica & Franco (1990) proponen una tectónica distensiva durante el paleozoico

tardío hasta el ‖Terciario‖ temprano con intensa actividad volcánica representada por la

formación Saldaña y los plutones asociados a ella. Luego a partir del paleógeno hasta el

reciente, una tectónica compresiva que determinaron la estructura y morfología del valle

superior del magdalena.

22.2 PIEDEMONTE DE LA CORDILLERA CENTRAL

El bloque tectónico del piedemonte de la cordillera central está limitado al oriente por la

falla por la falla el agrado Betania y al occidente por la falla la plata-chusma. En las

estribaciones de la cordillera central y también la serranía de Las Minas, donde afloran

rocas precámbricas hasta cretácicas que en algunos sectores están cubiertas por

abanicos recientes. Estas elevaciones corresponden a cuñas levantadas por fallas de

cabalgamiento y retrocabalgamiento entre los cuales se forman pliegues anticlinales y

sinclinales.

La serranía Las minas la cual se desprenden de la cordillera central con dirección NE y

está limitada por las fallas Itaibe y EL agrado- Betania y conforma un bloque levantado

en una disposición ―echelon‖. Se interpreta como un cinturón de cabalgamiento con estilo

estructural de escamacion gruesa (despellejo de piel gruesa), con transporte tectónico al

suroriente, principalmente a lo largo de la falla El Agrado- Betania


En la serranía afloran rocas con la secuencia completa del cretácico desde la

discordancia Caballos-Saldaña hasta el Grupo Olini, pero el fuerte diaclasamiento y

fracturación no permite una descripción litológica confiable y más bien confirma que esta

es un zona con bastante complejidad tectónica.

22.3 FALLA EL AGRADO- BETANIA

Esta estructura geológica se constituye en una de las más destacadas en la geología del

Departamento del Huila, después de las fallas que conforman los límites de las

cordilleras con el valle del río Magdalena. Su nombre es un intento para aclarar la

nomenclatura de los rasgos que se han conocido como ―Fallas del Magdalena‖ y que

Diederix & Gómez (1991), entre otros autores, han cartografiado asociados al

recorridodel río Magdalena al bajar del Macizo Colombiano y a lo largo del piedemonte

oriental de la Serranía de Las Minas. La Falla El Agrado-Betania tiene vergencia o

transporte tectónico al suroriente con inclinación del plano hacia el noroccidente;

conforma un cinturón de cabalgamiento de escamación gruesa, que asociado en

profundidad con el Sistema de Fallas de Chusma dio lugar al levantamiento de la

Serranía de Las Minas. Pone en contacto principalmente rocas antiguas del Precámbrico,

Paleozoico y Jurásico con las rocas sedimentarias del Cretácico, Paleógeno y Neógeno

del Valle Superior del Magdalena.

Esta falla delimita el Valle Superior del Magdalena con la serranía de Las Minas en las

planchas 366 Garzón y 389 Timaná, presenta en esta última plancha, una extensión

cubierta de 9 km, que controla en parte el trazo del río Magdalena y continúa su traza

hacia el norte por más de 70 km. Es una falla de cabalgamiento de medio a bajo ángulo,

con vergencia al SE y con una dirección preferencial N40ºE y plano de falla con

buzamiento al NW; es la responsable del levantamiento oriental de la serranía de Las

Minas, donde hace cabalgar rocas antiguas del basamento precámbrico, paleozoico y

mesozoico sobre sedimentitas mesozoicas y cenozoicas pertenecientes a las

formaciones Caballos, Hondita - Loma Gorda, La Tabla, Grupo Olini, Formación Seca,

Contenido 259

grupos Chicoral y Honda y la Formación Gigante, pero se desconoce la magnitud de su

movimiento.

Ilustración 126. Esquema estructural del departamento del Huila. Velandia et al. (2001).

En la plancha numero 323 Neiva, ilustración 127 y 128, la falla pone en contacto rocas

del jurásico con rocas del neógeno (formación Saldaña y el grupo honda). La falla coge

un rumbo en sentido norte-sur aproximadamente para unirse con la falla Baché y la falla

de la Boa en Boquerón de chontaduro vía Palermo-Neiva y enmarcan en una zona

triangular los anticlinales de la guagua y el indio.


Más hacia el sur en la plancha 345 campoalegre, ilustración 129, la falla se cartografía

con un contacto inferido debido a un cubrimiento de rocas de edad cuaternaria. También

en esta plancha la falla pone en contacto rocas del cretácico con rocas del neógeno

(formación loma gorda y grupo honda). Al NW de la falla se encuentra el sinclinal de

yaguará y en la parte SE el embalse de Betania. Algunos autores nombran la falla de

Betania como el sistema de fallas de Betania debido a pequeñas fallas asociadas a esta

con igual sentido y mismo componente.

Para la plancha 344 Tesalia, ilustración 130, la falla pone en contacto rocas del jurásico

con rocas de edad paleógeno y cretácica (formación Saldaña en contacto con la

formación Palermo y formación hondita, loma gorda y caballos), para la parte NW de la

falla dentro de esta plancha se infiere la falla por cubrimiento de sedimentos cuaternarios,

cruzando por el rio seco y uniéndose a la falla de la Hocha . Use observa al costado W

de la falla de Betania el anticlinal de la Hocha

Gran parte de la longitud de la falla El Agrado- Betania la abarca la plancha 366 Garzón,

ilustración 131, y pone en contacto rocas jurásicas y paleozoicas con rocas de edad

cretácica, neógenos y paleógenos. Es el caso de la formación Saldaña en contacto con la

formación Seca, la formación Loma Gorda, grupo Oliní, grupo Chicoral y la formación

Palermo; La formación Monzogranito de las minas en contacto con la formación Gigante

y grupo Honda; la Formación el Hígado en contacto con la formación Hondita y grupo

Oliní y la formación Migmatitas de Las minas en contacto con formación Seca. Hacia la

parte SW de la falla hay un pequeño sistema de fallas asociado y algunas partes de esta

falla se encuentran inferidos. Se observan ramificaciones hacia la parte norte donde se

desprenden las fallas de La Cañada, la cual limita el anticlinal de la cañada junto con el

la falla Betania, falla de Matambo que tiene una parte inferida y limita con la falla de la

Cañada el anticlinal del agrado y la Falla de Gigante. En esta plancha se observa

mediante el corte geológico, ilustración 131, la exhumación de la serranía de las minas

el cual representa un rasgo geomorfológico y tectónico importante para su interpretación.

Mucho más hacia la parte SW en el sentido de la falla, se encuentra en el costado

oriental el sinclinal de Tarqui limitado por las fallas El Agrado y Pitalito-Altamira.

Contenido 261

En la plancha 389 timaná la falla pasa a ser nombrada como falla magdalena y esta

cartografiada como una falla inferida sobre el cauce del rio magdalena y lo mismo pasa

en la plancha 388 pitalito donde la falla recibe el nombre de falla Oritoguaz

22.4 ANEXOS

Ilustración 127. Planchas que contienen la falla Agrado-Betania, con su trazado.


Ilustración 128. Falla el Agrado-Betania en la Plancha 323 Neiva.

Contenido 263

Ilustración 129. Falla el Agrado-Betania en la Plancha 345 CampoAlegre


Ilustración 130. Falla el Agrado-Betania en la Plancha 344 Tesalia.

Contenido 265

Ilustración 131. Falla el Agrado-Betania en la Plancha 366 Garzón.


- BIBLIOGRAFÍA

VELANDIA, P., NUÑEZ, T., MARQUINEZ, G. Mapa geológico del departamento

del hueila escala 1:300000 Memoria explicativa. Servicio Geológico Colombiano.

Bogotá, 2001.

RODRIGUEZ, G., ZAPATA, G., VELASQUEZ, M., COSSIO, U., LONDOÑO,

C..Geologia de las planchas 367 Gigante, 368 San Vicente del Caguan, 389

Timaná, 390 Puerto Rico, 391 Lusitania (parte noroccidental) 414 el Doncello

Departamentos del caqueta y huila, escala 1:100.000. Servicio Geológico


23. FALLAS DE ITAIBE

Luz Adriana Diaz Delgado

Brian Nicolás Quevedo Barrios

23.1 FALLA DE ITAIBE

23.1.1 GENERALIDADES

La Falla de Itaibe se desprende de la Falla de La Plata y toma su nombre a la población

ubicada en el Departamento del Cauca, cerca al límite departamental (Diederix & Gómez,

1991) donde se vuelve a unir a la Falla de La Plata-Chusma en el sur de la Plancha 366

– Garzón.

La Falla de Itaibe es un retrocabalgamiento de la Falla de Pacarní y su dirección es

variable, de N30°E en el sector de Matanza, y N40°W en el sector de Las Mercedes,

donde se une con la Falla de La Plata. La inclinación del plano de falla es hacia el este y

Contenido 267

forma en conjunto con la Falla de La Plata una cuña tectónica de 50 km² en el área de la

Plancha 344. Esta cuña involucra rocas de edad cretácica y terciaria, así como depósitos

cuaternarios, poco consolidados, que estructuralmente se comportan como una

depresión tectónica limitada por fallas de cabalgamiento y cuya expresión morfológica es

el valle del río La Plata.

El valle del río La Plata es un valle tectónico limitado por dos fallas, una de ellas es la

Falla de Itaibe que lo limita al este y al oeste por la falla de La Plata, ambas son zonas de

fractura que actúan como disipadores de energía en caso de un movimiento sísmico. En

el valle se presentan acumulaciones de abanicos del Cuaternario.

Por otro lado, la Falla de Itaibe es el límite occidental dela Serranía de Las Minas y es el

retrocabalgamiento más occidental relacionado con la Falla El Agrado-Betania el cual es

el borde oriental de la Serranía. Esta falla presenta otras fallas menores asociadas a su

trazo las cuales dan lugar a un fuerte fracturamiento de las rocas del Cretácico en este

costado de la Serranía.

23.1.2 UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS AFECTADAS

Se destaca el valle del río La Plata constituido por una depresión estrecha con dirección

noroeste localizada entre las fallas de La Plata e Itaibe (Gómez & Diederix, 1993), donde

se ha acumulado una serie de depósitos de abanico provenientes de la Cordillera Central

y de la Serranía de Las Minas; la diferencia de alturas y el fracturamiento de las rocas

debido al movimiento de las fallas de La Plata e Itaibe permitieron la formación y

acumulación de estos abanicos.

En esta depresión es importante la exposición de rocas de finales del Cretácico y del

Paleógeno adosadas a la Falla de La Plata; se trata de la Formación Seca y el Grupo

Chicoral, coincidiendo con la relación característica que se presenta a lo largo del

Sistema de Chusma: Rocas jurásicas con terciarias.

Las unidades relacionadas a esa falla corresponden a la Formación Saldaña, Formación

Caballos, Formación Hondita, Formación Lomagorda, Formación La Tabla, Grupo Oliní,

Formación Seca, Formación Palermo, y el Batolito de Ibagué. A continuación se muestra

el perfil geológico de un área de la Plancha 366 que corta la Falla.

Ilustración 132. Perfil geológico tomado de la Plancha 366 - Garzón, donde se muestra la Falla de La Plata, el Valle del Río La Plata, la Falla de Itaibe y las unidades relacionadas. Ji = Batolito de Ibagué,


Js = Formación Saldaña, Kc = Formación Caballos, Kh = Formación Hondita, Kl = Formación Lomagorda, Ko-Kt = Grupo Oliní - Formación La Tabla, KPgs = Formación Seca, Pgp-b = Formaciones Palermo y Baché, Pgt = Formación Tesalia. (Ferreira P., et al. 1998)

23.2 ESTRUCTURAS ASOCIADAS

23.2.1 FALLA DE LA PLATA

Su nombre proviene de la población de La Plata, hace parte del Sistema de Fallas de

Chusma, la cual integra fallas de cabalgamiento que con vergencia al suroriente actuaron

desde el Eoceno para el levantamiento de la Cordillera Central sobre el Valle Superior del

Magdalena; tiene dirección general N20°E. La Falla de La Plata-Chusma es el trazo

principal de este sistema, que al norte de la Plancha 388 delimita un cinturón de

cabalgamiento con estilo estructural de cobertura gruesa, con dirección de transporte

tectónico al SE e inclinación general del plano de falla al NW.

Según Velandia et al. (2001) el ángulo de inclinación del plano de falla es relativamente

bajo y es posible encontrar bajo las rocas cristalinas, unidades sedimentarias del Valle

Superior del Magdalena (―subthrust‖), esto debido a la configuración de la falla y la

presencia de algunos afloramientos paleógenos ―aislados‖ directamente relacionados con

su trazo.

El trazo de la Falla no se puede seguir hacia el sur, debido a la cubierta de la Formación

Guacacallo, sin embargo, en el área de la plancha 388 se interpreta como la falla inversa

que pone en contacto rocas posiblemente paleozoicas con conglomerados de la

Formación Palermo debido a la presencia de lodolitas paleozoicas y afloramientos

pequeños de la Cuarzomonzodiorita de Sombrerillo sobre los conglomerados, lo que

indica que la estructura fue activa después del Paleógeno, época en donde se acumuló el

Contenido 269

Grupo Chicoral. Por efectos de la falla, las lodolitas y calizas del Paleozoico se

encuentran altamente trituradas.

Ilustración 133. Plancha 344 Tesalia - Formación Coquiyú. En el cuadrado violeta se muestra el trazo de la Falla de Itaibe y su relación con la Falla de La Plata, así como su cambio en el rumbo (NE en el cuadrante H4 y NW en el cuadrante F4). (Marquínez, G.,et al., 2002).

23.2.2 SERRANÍA DE LAS MINAS

La región tectónica de la Sierra de Las Minas corresponde a la estribación montañosa de

la Cordillera Central que se dirige al valle del río Magdalena con dirección NE.

Afloran rocas desde precámbricas hasta cretácicas, cubiertas en sectores por la

Formación Guacacallo y depósitos de abanicos recientes. Esta región o provincia

tectónica está limitada al W-NW por la Falla de La Plata y al E-SE por la Falla de El

Agrado y conforman un cinturón de cabalgamiento con estilo estructural de cobertura o

escamación gruesa y dirección general de transporte tectónico hacia el SE, dando como

resultado el levantamiento del gran bloque de la Serranía de Las Minas. Es evidente la

complejidad tectónica de esta zona.


Aproximadamente por la cima dela Serranía de Las Minas cruza la Falla de Las Minas-

San Andrés, con dirección predominante NNE; presenta plano de falla que buza al SE y

delimita, junto con las fallas de Itaibe y La Plata, un sector de rocas jurásicas (Batolito de

Ibagué y Formación Saldaña) y cretácicas. Entre las veredas La Segoviana y El

Escribano, las rocas sedimentarias cretácicas tienen su exposición más completa, desde

la discordancia de Caballos sobre la Formación Saldaña hasta el Grupo Oliní, así como

relictos de areniscas de la Formación La Tabla.

Ilustración 134. Plancha 366 - Garzón. Regiones Tectónicas y Estructuras Geológicas de la zona.(Ferreira P., et al. 1998)

En ellas se expresa la complejidad estructural del área con la presencia de numerosas

fallas menores, lineamientos y fuerte diaclasamiento.

Contenido 271

23.3 BIBLIOGRAFÍA.

Marquínez, G., Morales, J., Nuñez, A. Geología de la Plancha 344 Tesalia.

Instituto Colombiano de Geología y Minería INGEOMINAS. Escala 1:100000.

2006.

Marquínez, G., Morales, J., Nuñez, A. Memoria explicativa de la Plancha 344

Tesalia. Instituto Colombiano de Geología y Minería INGEOMINAS. 2002.

Ferreira P., Nuñez A., Rodríguez G., Velandia F. Geología de la Plancha 366

Garzón. Instituto Colombiano de Geología y Minería INGEOMINAS. Escala

1:100000. 1998.

Ferreira P., Nuñez A., Rodríguez G., Velandia F. Memoria explicativa de la

Plancha 366 Garzón. Instituto Colombiano de Geología y Minería

INGEOMINAS. 2001.


24. FALLA PACARNI – SAN ANDRÉS

Diego Alejandro Sorza Rios

Javier García Toloza

24.1 INTRODUCCION

Las estructuras geológicas como fallas y pliegues son la evidencia física de los diferentes

procesos tectónicos que afectaron las unidades litológicas pero en especial del evento

que causo la actual cadena de los Andes. Estos procesos han dado lugar a dos

principales sistemas de fallas Uno NE principal y que ha moldeado el terreno

longitudinalmente y lo ha dividido en cuatro grandes áreas geomorfológicas y tectónicas.

Estos cuatro bloques son el bloque central, piedemonte de la cordillera central, valle del

rio magdalena y cordillera oriental. Además del registro litológico, las fallas y pliegues

ponen de manifiesto la compleja evolución del departamento del Huila. En esta zona se

identifican dos sistemas mayores de fallas, uno con dirección predominante al NE con

fallas longitudinales continuas, Sistema de fallas de Chusma que marcan el límite de la

Cordillera Central con el Valle del Magdalena, y el otro al NW con fallas transversales

que se asumen son del basamento por la falta de continuidad, Sistema de fallas de

Algeciras que marca el límite del V. Magdalena con la C. oriental (Ilustración 135).

Es en esta zona donde se reconoce la falla de Pacarni- San Andrés la cual junto con la

falla de la plata, la falla de Agrado, la falla de Las Minas y la falla de Itaibe hacen parte

del sistema de fallas de Chusma en lo que se reconoce como zonas de retro

cabalgamiento que pone en contacto rocas desde edad Jurásica con rocas de hasta

edad Paleogena.

Contenido 273

Ilustración 135. Esquema estructural del departamento del Huila donde se muestran los 4 bloques tectónicos y geomorfológicos desde el bloque de la cordillera central, el piedemonte y valle del magdalena hasta la cordillera oriental evidenciando las principales fallas.

24.2 RESUMEN

La falla de Pacarni- San Andrés está ubicada en el departamento de Huila, atravesando

en su trazado las planchas geológicas 344 de Tesalia y 366 de Garzón desde la región

de las minas hasta su parte más nórdica en donde finaliza cerca a la Municipio de Iquira.

La falla está comprendida por dos fallas que presentan continuidad en su trazado, la falla

de San Andrés al sur en el sector de las minas y la falla de Pacarni en la región de

Tesalia al Norte. La falla en su completa extensión alcanza los 70 Km de longitud y se

reconoce principalmente como una falla de cabalgamiento con dirección preferencial al

NE – SW y vergencia al SW. Fue definida por INGETEC – CIMELEC – SINCO en 1997.

La falla inicia al SW en la plancha 366 de Garzón cerca a la vereda de Las Minas donde

se desprende de la falla de Las Minas y empieza su recorrido al NE (Ilustración 127).

Posteriormente al finalizar la plancha 366 continúa su trazo en la plancha 344 de Tesalia

en donde continua siendo reconocida como falla de San Andrés hasta el rio Páez donde

la falla está cubierta. A partir del Rio Páez hacia el NE, la falla se reconoce como la falla

de Pacarni la cual atraviesa la zona bordeando la parte NW del Sinclinal de Tesalia,

pasando por cercanías del municipio de Pacarni e Iquira hasta llegar a encontrarse con la

falla de la plata en la quebrada del rio de Iquira (Ilustración 128).


Ilustración 136. Parte de Norte de la plancha 366 de Garzón donde se muestra el trazado de la falla de San Andrés desde su inicio en la falla de Las Minas cerca a la vereda Las Minas. Así mismo se muestran las demás fallas importantes de la zona y estructuras destacadas.

Contenido 275

Ilustración 137. . Imagen de la plancha geológica 344 de Tesalia en donde se muestra el trazado de la falla de Pacarni junto con el de la falla de la plata al occidente. Así mismo se resaltan las demás fallas y estructuras geológicas de la zona.

La falla en todo su recorrido atraviesa rocas desde el Jurásico hasta el Paleógeno

poniendo en contacto rocas muy antiguas con rocas jóvenes en su misma acción de

cabalgamiento siguiendo la tectónica compresional de la zona. Los principales contactos

son de la Formación Saldaña con rocas más jóvenes cretácicas y terciarias así como

entre las mismas formaciones cretácicas inferiores y superiores con rocas terciarias.

Entre los contactos más visibles se encuentran los de la Formación Saldaña con la

Formación Palermo, Formación Baché, Formación Caballos, Formación Hondita y los

contactos entre la Formación Caballos y el Grupo Olini, la Formación Hondita y el Grupo

Olini y la Formación Caballos y la Formación Hondita (Ilustraciones 127 y 128).

24.3 DISCUSIÓN

Uno de los inconvenientes que se presenta con la falla de Pacarni- San Andrés es su

cambio de vergencia al pasar en su trazado de la plancha 366, en donde se reconoce

con vergencia al SE, a la plancha 344 donde por unos pocos kilómetros sigue con su


misma vergencia, sin embargo una vez la falla cambia de Nombre a falla de San Andrés,

cambia su vergencia al SW.

24.4 BIBLIOGRAFÍA

• CDIM, Geología Local Falla de Pacarni.

• Ingeominas 2002; Memoria explicativa, Geología de la plancha 344.

• Ingeominas 2001; Memoria explicativa, Geología de la plancha 366.

• Jiménez & Bayona 2012; Analysis of curved folds and fault/fold terminations in the

southern Upper Magdalena Valley of Colombia.

• Mapa Geológico del Huila, memoria explicativa, Francisco Velandia, Alberto

Nuñez, 2001.

• Mapa Geológico del Huila, Igac, Hans Diederix, Hernán Gomez, 1991.

• Marquinez & Velandia 2001, Geología del Departamento del Huila, Ingeominas.

25. FALLA DE ALGECIRAS

Carlos Alberto Barrera Ladino

David Santiago Franklin Reyes

25.1 INTRODUCCIÓN

La Falla de Algeciras es uno de los principales rasgos estructurales observables hacia el

suroccidente de Colombia, gran parte se encuentra al sur del Departamento del Huila, en

la subcuenca de Neiva dentro del valle superior del Magdalena y tiene continuidad en los

departamentos de Cauca y Putumayo en sentido Norte-Occidente hacia el país del

Ecuador. Se trata de una falla activa y de movimiento rumbo deslizante en sentido lateral

Contenido 277

derecho (Vergara, 1996); hace parte del llamado Sistema de Fallas Garzón - Suaza que

limita las rocas metamórficas del Macizo de Garzón y las rocas ígneas y sedimentarias

de la Cordillera Oriental y el Valle Superior del Magdalena (INGEOMINAS, 1989). La

extensión de la Falla Algeciras en la plancha 345 Campoalegre es de 40 km y la

dirección de su trazo es 45° NE; para ésta plancha separa rocas intrusivas del Batolito de

Algeciras de rocas metamórficas del Grupo Garzón, aunque hacia el SW de la población

de Algeciras se pueden observar rocas metamórficas en ambos lados de la falla.

Constituye un sistema de Fallas cuyos planos que están inclinados al W, originadas

durante el levantamiento de la Cordillera Oriental en el Plioceno (Vergara, 1996).

Ilustración 138. Localización de Sistema de Fallas Algeciras.

25.2 GEOLOGIA REGIONAL.

La geología regional de la zona se caracteriza por presentar un estilo tectónico

compresivo, una neotectónica relacionada con el levantamiento de la cordillera oriental,


se puede observar como el bloque colgante de la falla de Algeciras corresponde con la

litología del macizo de Garzón, el cual es de edad predominantemente

Mesoproterozoico.

Aun nivel general se observa que el sistema de falla de Algeciras está relacionado con

una serie de fallas antitéticas en dirección perpendicular a esta misma.

Ilustración 139. Reportes de sismicidad relacionados al sistema de fallas.

25.3 TECTÓNICA.

La tectónica de la zona este relacionada con la subducción de la placa de Nazca contra

la placa sudamericana, ósea la evolución de la orogenia andina, por sismología reciente

y recientes estudios de sedimentología, se ha concluido que el levantamiento de la

cordillera oriental es de edades muy recientes (Mioceno tardío hasta el presente), este

levantamiento está asociado con el sistema de fallas de Algeciras el cual muestra un

claro componente compresivo y de cabalgamiento en la zona, podría estar descrito

como un ― ticknes sistem fault ‖.

Contenido 279

Ilustración 140. Marco tectónico asociado al sistema de fallas. (Velandia et al 2003).

25.4 CARTOGRAFÍA Y ESTRATIGRAFÍA

El sistema de fallas de Algeciras se puede observar cartográficamente en las planchas

345 Campoalegre, 366 Garzón y 324 Tello, aunque principalmente en las dos primeras

planchas. Las unidades litoestratigráficas y litodémicas involucradas son: Neiss de

Guapetón, Grupo Garzón, Granito de Garzón, el paleozoico de la jagua, la Formación

Caballos, Formación Hondita, Formación Palermo y el Grupo Honda.

Ilustración 141. Plancha 345 Campoalegre.


25.5 BIBLIOGRAFÍA

VELANDIA et al, Geología de la Plancha 345 Campoalegre, Escala 1:100000,

INGEOMINAS, República de Colombia, 1999.

FERREIRA et al, Geología de la Plancha 323 Neiva, Escala 1:100000,

INGEOMINAS, República de Colombia, 1998.

MORALES et al, Memoria explicativa de la Plancha 345 Campoalegre, Escala

1:100000, INGEOMINAS, República de Colombia, 2001.

VELANDIA et al. A current tectonic motion of the Northem Andes along the

Algeciras Fault System in SW Colombia. Tectonophysics, INGEOMINAS, 2005.

26. SISTEMA DE FALLAS DE CHUSMA.

Sofía Barragán Montilla. Sergio Andrés Torrado Pérez.

Contenido 281

26.1 DEFINICIÓN Y CARACTERÍSTICAS GENERALES.

Ilustración 142. Ubicación general en el departamento de Huila del Sistema de Fallas de Chusma. Tomado de: Velandia, F., Nuñez, A., Martinez, G. (2001): Memoria explicativa mapa geologíco de partamento del Huila, Escala 1:300.000, Versión digital 2010. Ingeominas, Bogotá.

En el sentido de Dixon (1953), se usa el término ―Sistema de fallas de Chusma‖ para

reunir las fallas de cabalgamiento con vergencia al SE, e inclinación del plano de falla al

NW que actuaron desde el Eoceno, levantando la Cordillera Central Colombiana sobre el

Valle Superior del Magdalena. Tiene una dirección general de N20ªE, siguiendo y

modelando la alineación de las estructuras y rasgos geomorfológicas principales del país

(Ilustración 133). Conforma cuatro grandes bloques geomorfológicos y tectónicos:

Cordillera Central, Piedemonte de la Cordillera Central, valle del río Magdalena y

Cordillera Oriental. Dichas regiones tectónicas toman nombres diferentes de acuerdo a la


plancha que se esté trabajando. Además constituye el límite oriental de la Cordillera

Central.

Dentro de las fallas que comprende este sistema se encuentran las fallas de: Corozal, El

Fraile-La Pava, Macama, Avirama, Pacarní, Aguas Blancas y La Plata. De las

mencionadas anteriormente, afloran en el área de campo: Falla de Aguas Blancas

(Plancha 388), Falla de La Plata (Planchas 344, 345, 366 y 388), y Falla de Pacarní

(Plancha 344).

El trazo principal es la Falla La Plata-Chusma, que está presente en la planchas 344,

345, 366 y 388; en esta última plancha el sistema de fallas atraviesa toda el mapa con

dirección N20E, y está representada por la Falla Aguas Blancas hacia el SW y al NE

después de San Agustín aparece la Falla de La Plata.

La Falla de Chusma pierde su expresión morfológica al sur de Natagaima (Tolima),

donde es posiblemente truncada por la Falla de Natagaima (Cárdenas y Morales); o que

se intercepta con el Sistema de Fallas de Prado o del Magdalena (Mojica y Franco,

1992).

En la Tabla 13 está representada la información por planchas de los principales pueblos

o ciudades que atraviesa el Sistema de Fallas de Chusma, los cauces que involucra y el

nombre de la falla que actúa en el área.

Tabla 14. Características principales del Sistema de Falla de Chusma en la zona de campo.

PLANCHA 1:100.000

NOMBRE DEPARTAMENTO CIUDADES CAUCES

344 Tesalia Huila

Teruel W Íquira (Falla

Pacarní) W Pacarní W Nátaga

Corta el Rio Páez al SW de la plancha en

cercanías a la hacienda Arauca

345 Campoalegre Huila

Contenido 283

366 Garzón Huila W de La Plata Bordea el W del Valle

del Rio de la Plata

367 Gigante

388 Pitalito Huila

389 Timaná

En general El Sistema de Falla de Chusma, es un sistema de fallas compresivo que ha

actuado poniendo en contacto rocas cristalinas de la Cordillera Central de edad jurásica

con rocas sedimentarias cretácicas y en algunos casos neógenas. En algunos tramos,

está cubierta por depósitos abanicos aluviales recientes y depósitos volcánicos

(Formación Guacacallo), como se observa en la ilustracion 134.

Ilustración 143. Falla de La Plata de la Plancha 388, inferida debido a la cubierta de ignimbritas Tomado de: Cárdenas, J., Nuñez, A., Fuquen, J. (1998): Geología de la plancha 388 Pitalito, Escala 1:100.000, Versión digital 2010. Ingeominas, Bogotá.


26.2 INFLUENCIA DEL SISTEMA DE FALLAS DE CHUSMA EN LA ZONA DE CAMPO.

26.2.1 PLANCHA 344 Y 345.

La Falla de La Plata recorre 57 km en la Plancha 344 con una dirección N42°E y

vergencia hacia el este, con un plano de falla inclinado entre 50° y 65° en superficie.

Además limita la parte E del Batolito de Ibagué, poniéndolo en contacto con rocas de las

formaciones Saldaña, Caballos, Hondita, Seca, Potrerillo y Doima, y los grupos Olini y

Chicoral. En la Plancha 345 la Falla de la Plata tiene una longitud aproximada de 3 km y

una dirección cercana a N30°E, localizada al noroeste de Yaguará y acuñando rocas

paleógenas, aflora únicamente en el cuadrante A1 de esta plancha en el sector más

noroccidental y delimita un cinturón de cabalgamiento con estilo estructural de cobertura

gruesa y dirección de transporte tectónico al SE.

Los pulsos de levantamiento activos desde el Eoceno estuvieron tectónicamente

controlados por el Sistema de Fallas Chusma, y ocasionaron la exposición de rocas tan

antiguas como las correspondientes al Ortogranito de La Plata de edad precámbrica,

además deponer en contacto rocas del Batolito de Ibagué (Ji), con la secuencia vulcano-

sedimentaria de la Formación Saldaña (Js) como se puede observar en la ilustración

135.

Ilustración 144. Corte geológico mostrando la relación entre el Batolito de Ibagué y la Formación SaldañaTomado de: Marquínez, G., Morales, J., Nuñez, A. (2006): Geología de la Plancha 344 Tesalia. Escala 1:100.000, versión digital 2010. Ingeominas, Bogotá.

Contenido 285

26.2.2 PLANCHA 366.

La Falla de la Plata define el limite estructural entre los bloques de la Cordillera Central y

el bloque de las serranía de las minas, donde conforma un cinturón de cabalgamiento

con vergencia al SE con una longitud aproximada de 22 Km y una dirección N30°E, que

pone en contacto rocas cristalinas de la Cordillera Central sobre las sedimentitas del valle

del rio Magdalena.

Ilustración 145. Corte geológico de la Plancha 366, Tomado de: Velandia, F., Ferreira, P., Rodríguez, G, Nuñez, A. (1998): Geología de la plancha 366 Garzón, escala 1:100.000, Versión digital 2010. Ingeominas, Bogotá.

El batolito de Ibagué está limitado al oriente por la Falla de La Plata, poniéndolo en

contacto con las sedimentitas del Grupo Chicoral y con la Formación Saldaña; al W

levantó el Ortogranito de La Plata y las Migmatitas de las Minas que están en contacto

con rocas sedimentarias Cretácicas y Pre-Cretácicas. En muchos sectores es

cartografíar la falla debido a que está cubierta discordantemente por abanicos aluviales

recientes y flujos ignimbriticos de la Formación Guacacallo.

26.2.3 PLANCHA 388.

Es una zona afectada por intensa actividad tectónica donde se presenta la convergencia

de varios sistemas de fallas con dirección NE-SW, formando las estribaciones de las

Cordilleras Central y Oriental, principalmente los sistemas de fallas de Chusma y

Algeciras, que marcan el límite entre las Cordilleras Central, oriental y el valle del rio

Magdalena.

El sistema de fallas de Chusma para esta zona tiene una dirección N20°E, con su trazo

principal Falla de la plata definida como un cinturón de cabalgamiento con vergencia a

SE en la zona norte de la plancha, mientras que para el sector SW la definen como Falla

de Aguas Blancas. La Falla de la Plata hacia el sur de la plancha es difícil de seguir


debido a que está cubierta por la Formación Guacacallo y pone en contacto rocas

paleozoicas con los conglomerados de la Formación Palermo (Grupo Chicoral). Al W de

la escuela El Neme se observa lodolitas paleozoicas y afloramientos pequeños de la

Cuarzodiorita de Sombrerillos sobre los conglomerados de Palermo, lo que indica la

actividad de la falla durante el Paleógeno.

La Falla de Aguas Blancas, está ubicada al SW de la plancha, marca el contacto entre

sedimentitas paleozoicas y la Formación Saldaña, es una zona de difícil acceso lo que

complica su estudio. En el lado norte de la falla la estructura es truncada o relevada por

una falla que viene por el rio Caquetá y se alinea sobre el rio Naranjos, aunque con difícil

observación debido a que es cubierta por la Formación Guacacallo.

Ilustración 146. Corte Geologico de la Plancha 388, inferida debido a la cubierta de ignimbritas. Tomado de: Cárdenas, J., Nuñez, A., Fuquen, J. (1998): Geología de la plancha 388 Pitalito, Escala 1:100.000, Versión digital 2010. Ingeominas, Bogotá.

Contenido 287

Ilustración 147. Corte geológico de la Plancha 388, Tomado de: Cárdenas, J., Nuñez, A., Fuquen, J. (1998): Geología de la plancha 388 Pitalito, Escala 1:100.000, Versión digital 2010. Ingeominas, Bogotá.

27. MÉTODO ELÉCTRICO

Jessica Stephanie Luengas Fajardo

Diana Carolina Parra Baquero

27.1 ASPECTOS GENERALES.

Los métodos eléctricos son un tipo de método geofísico y constituyen pruebas realizadas

para la determinación de las características geotécnicas de un terreno utilizando

principios de potencial eléctrico en su ejecución.

El principio en el que se basa el método consiste en interpretar los distintos materiales

del subsuelo a partir de las variaciones de resistividad al paso de corriente eléctrica,

según la corriente sea generada y aplicada al suelo o provenga de fuentes existentes


habrá dos categorías de métodos: Los de Corriente Artificial y los de Corriente

Natural. A su vez según el tipo de corriente que circule por el suelo los métodos se

subdividen en los de corriente continua y los de corriente alterna.

Se agrupan de la siguiente manera:

Tabla 15. Categorías de métodos geoelectricos.

Las corrientes artificiales son provistas por generadores tipo baterías o por pequeños

motores de combustión. Las corrientes naturales continuas tiene su origen en el

fenómeno de oxidación- reducción y las alternas en a oscilación del campo magnético de

la tierra.

El método geoeléctrico es probablemente el más utilizado para investigaciones a pocas

profundidades.

Los métodos eléctricos se basan en tres fenómenos y propiedades asociadas con las

rocas.

1. La resistividad determina la ―cantidad‖ de corriente, que pasa por una roca al

aplicar una diferencia de potencial especifica.

2. La actividad electroquímica causada por los electrolitos que circulan en el

subsuelo.

3. La constante dieléctrica indica la capacidad del material rocoso de guardar carga

eléctrica y determina parcialmente la respuesta de formaciones rocosas a las

corrientes alternas de alta frecuencia introducidas en la tierra a través de los

métodos inductivos y conductivos.

Contenido 289

La ley fundamental en que se basa toda la geoelectrica es la Ley de Ohm, mediante la

cual se relaciona el Potencial Eléctrico V (tensión o voltaje) con la Intensidad de

Corriente I y la Resistencia R del medio por el cual circula la corriente.

La resistividad es la propiedad más importante, se define como la resistencia medida en

Ohmios entre dos caras opuestas de un cubo de material con dimensiones unitarias. Si

llamamos R a la resistencia, L a la longitud y S al área de las caras, la Resistividad ρ

viene dada por:

Ilustración 148. Grafica de resistividad.

La resistividad depende de:

Tipo de material.

El porcentaje de humedad.

Su composición química.

La compactación del material.

La temperatura.

Estratificación.

La mezcla de diferentes tipos de materiales.

Composición química y concentración de las sales disueltas.

V=IR


Ilustración 149. Resistividad de las diferentes rocas, minerales y químicos.

Otra propiedad importante es la conductividad que es la inversa de la resistividad. Se

distinguen dos clases de conductividad: 1) La metálica o electrónica que es la que tiene

todos los materiales metálicos que pueden transportar electrones. 2) La electrolítica es la

que se presenta en minerales y rocas aislantes que conducen electricidad a través del

agua de impregnación que llevan en los poros. En este caso la corriente se da por

circulación de iones, y la conductividad es función de la cantidad de agua y de sales

ionizadas disueltas en ella.

La conductividad dependerá de los siguientes factores:

1. Porosidad.

2. Disposición geométrica de los poros, factor de formación.

3. Proporción en que los poros están llenos de agua, factor de saturación.

4. Resistividad del agua que contiene.

Contenido 291

Tabla 16. Conductividad y resistividad de materiales.

El equipo de campo más usado está diseñado para corrientes continuas artificiales. La

corriente generada por una batería se transmite a través de cables aislados dispuestos

sobre el suelo y en sus extremos se conectan a electrodos (varillas de cobre o acero, que

se clavan al suelo para cerrar el circuito eléctrico.

Con otros dos electrodos independientes (electrodos de potencial) se mide la tensión

resultante a través de un voltímetro.

Ilustración 150. Montaje del equipo de campo.

27.2 MÉTODOS ELÉCTRICOS

Existen 3 métodos básicos.


1. Método de resistividad

2. Método de polarización inducida.

3. Método de auto-potencial.

27.2.1 MÉTODO DE RESISTIVIDAD:

Es el más usado en la geoelectrica y se presenta para su interpretación de dos

modalidades.

Ilustración 151. Configuraciones de los electrodos.

27.2.2 MÉTODOS DE INTERPRETACIÓN:

1) SEV y 2) Calicatas.

o SEV o Sondeos Eléctricos Verticales: Estos consisten en determinar la variación

de la resistividad con la profundidad en un punto O, ubicado en el centro de AB,

se mantiene fijo MN y entre AB se varía la distancia. Se puede utilizar el arreglo

Schlumberger y también el Wenner en caso de que la medición de voltaje en MN

sea muy baja se puede ampliar la distancia entre estos dos.

Contenido 293

Ilustración 152. Esquema de funcionamiento del método.

Ilustración 153. Apertura de los electrodos AB

Con los SEV ocurre lo mismo que con las velocidades de propagación de las ondas en el

método de reflexión, la resistividad de la primera capa es verdadera, pero después de la

primera se consideran resistividades aparentes.

Ventajas del SEV:

Profundidad: variable, desde unos pocos metros hasta 2000m

Confiabilidad: Alta, generación de cortes electroestáticos.

Prácticamente no invasivo (profundidad de perforación de los electrodos de

0,30m)

Se aplica en cualquier suelo, plano o con pendientes suaves.


Ilustración 154. Corte electro-estratigráfico.

Calicatas: Cartografían el subsuelo determinando la resistividad a una profundidad

constante, el arreglo de electrodos se mantiene fijos es decir AB y NM se mantienen

constantes, los arreglos son perpendiculares al perfil que se desea estudiar. En cada

punto O se obtiene un solo valor de resistividad, que servirá para confeccionar curvas de

igual valor llamadas isorresistivas, estos mapas muestran la variación material de la

resistividad a una misma profundidad.

Ilustración 155. Configuración del método de calicatas.

Contenido 295

27.2.3 MÉTODO DE POLARIZACIÓN INDUCIDA:

Es una técnica aplicada en geofísica y se emplea principalmente en la exploración e

metales y en la búsqueda de aguas subterráneas.

Este seda del hecho de interrumpir la corriente, la diferencia de potencial no cae

directamente a 0, sino que al quedar un remanente este es polarizado por los materiales

y se acumula carga, esto genera nueva corriente, con esto se construye una curva de

caída de potencial.

27.2.4 MÉTODO DE AUTO-POTENCIAL:

Se origina en reacciones químicas, se da origen a corrientes eléctricas a partir de las

reacciones de óxido-reducción de un mineral.

Ilustración 156. Mecanismo de auto-potencial de un yacimiento de pirita.

Por ejemplo la pirita tiene la parte superior en un área de agua y la inferior en una seca,

al oxidarse la superior se carga positiva y al reducirse la inferior se carga en negativo,

constituyendo lo que conocemos como una pila. Este método solo puede ser usado en

yacimientos cargados como una pila, sin que se pueda precisar forma y profundidad del

yacimiento.


27.3 APLICACIONES.

Utilización interesante es en la determinación de cavernas en zonas cársticas,

dada la clara diferencia de resistividad existente entre un terreno y el aire.

Definir si un suelo es adecuado para albergar tuberías de fundición como las

realizadas en abastecimientos de agua.

Exploración de sulfuros diseminados.

Exploración de aguas subterráneas.

27.4 EQUIPOS

Fuente de corriente con cable para la conexión, cable de los carretes y cable

párala conexión con batería.

Dos carretes con: cuerda y cables (300m c/u.).

Cuatro electrodos potencial de 0.8 m, y 10 electrodos de corriente de 0.4 m.

1 batería (12V).

4 mandarrias.

2 llaves de tubo.

Caja de herramientas.

Estacas de madera.

Ilustración 157. Equipos método de campo geoelectrica.

Contenido 297

27.5 ZONAS DE CAMPO.

Ilustración 158. Fallas asociadas a la zona de campo.


Ilustración 159. Carreteras (Red Nacional Vial) Zona de campo.

Plancha 344: Por la vía Nataga- Taibe

Plancha 345: Por la vía Algeciras

Plancha 366: Por las vías La Plata- La Palma y Garzón – Zuluaga

Plancha 367: Por la vía Garzón- Zuluaga

Plancha 388: Por la vía San Agustín- San José de Ismos

27.6 BIBLIOGRAFÍA.

iagpds.ugr.es/pages/geofisica_aplicada/prosp_electrica

Contenido 299

www.sondeosgeofisicos.com/equipos-geofisicos-equipo-de-geoelectrica/

www.idmgeofisica.com.ar/metodos-geoelectricos.php

Apuntes de prospección geoelectrica. L.A. Estrada. 2013.

An introduction to geophysical exploration. Cap 8. Philip Kearey. 2002

28. TOMOGRAFÍA ELÉCTRICA EN CAMPO

Iliana Catherine Pardo Báez

Manuel Darío Martínez Cortés

28.1 INTRODUCCIÓN.

Es un método de prospección que se basa en la medición de la resistividad de los

materiales en puntos de un perfil, donde son ubicados electrodos. Se realiza una

inversión de los datos para hacer un corte de resistividad del terreno. El método se aplica

ampliamente en la detección y caracterización de fallas (zona de influencia, orientación y

extensión en profundidad), detección de contactos entre unidades litológicas,

caracterización de accidentes kársticos y en la exploración de aguas subterráneas.


28.2 EQUIPO NECESARIO.

Ilustración 160. Equipo necesario.

28.3 METODOLOGÍA.

1. Se establece el área y objetivo de estudio con el fin de determinar el número de

perfiles, la longitud, orientación y ubicación de los mismos. En esta fase es importante

tener presente las características del terreno ya que algunos de los factores que

influencian en la resistividad son: El grado de saturación del terreno, el tipo de roca, y la

porosidad. También es importante tener en cuenta el estado del tiempo al momento de

realizar la tomografía, lo ideal es que no esté lloviendo.

2. Posteriormente se establece el dispositivo electródico (comúnmente Schlumberger-

Wenner o Dipolo-Dipolo) y el número y espaciamiento entre electrodos, que van ligados a

la profundidad de investigación.

Si las medidas de resistividad se realizan entre electrodos próximos, la profundidad de

investigación es pequeña, pero cuando se realiza entre electrodos más separados, la

profundidad de investigación en mayor, aunque la resolución baja.

3. Se colocan los electrodos en superficie de forma equidistante, intentando siempre que

formen una línea recta. Se debe definir cuál es el origen y el final del perfil.

Contenido 301

Ilustración 161. Arreglo de tendido para prospección. (http://www.medinaelvira.org/intervenciones/74/dia-6-(13-de-julio).

4. Los electrodos deben tener un buen contacto electrodo-suelo. Una vez colocados, se

unen al cable por medio de los conectores que a su vez estará unido al resistivímetro.

5. Iniciar el proceso de toma de datos: Se enciende la unidad de control, se configura y

se toman generalmente tres mediciones por cada par de electrodos.

Ilustración 162. Instrumentos usados en la prospección. (Tomado y modificado de Instruction manual Terrameter SAS 1000).


6. Una vez obtenidas las medidas en campo, es necesaria realizar una inversión con la

que se obtiene un modelo de resistividades reales, tal que el modelo de resistividades

aparentes que generaría, sea lo más similar posible a la pseudosección de resistividades

aparentes medida en el campo. Esto se realiza con el software RES2DINV de Geotomo

Software, de libre acceso en internet.

Ilustración 163. Tomado de PORRES. B., 2006

El programa de inversión no solo transformará las resistividades aparentes a reales, sino

también situará cada medida a su profundidad real. Con esto, se obtiene un perfil

bidimensional de los valores de resistividad.

28.4 BIBLIOGRAFÍA

• ABEM. 2010. Instruction manual Terrameter SAS 1000. 2010 • PORRES.B., 2003. Caracterización de cavidades en el subsuelo mediante la

interpretación de perfiles de tomografía eléctrica. Aplicación al yacimiento arqueológico de Clunia. Tesis Doctoral. Escuela politécnica Superior. Febrero de 2003

• PORRES. B., 2006. Reconocimiento Geofísico mediante Tomografía Eléctrica en el municipio de Campino de Bricia para la localización de formaciones acuíferas en la implantación de una captación de agua. Universidad de Burgos. Julio 2006.

• REYNOLDS. J., 1997. An introduction to Applied and Environmental Geophysics. John Wiley. New York, 1997. 769p

Contenido 303

29. CARTOGRAFÍA BÁSICA

Luis Alberto Combita Ariza

Eddie Ricardo Muñoz Rojas

La práctica de campo VI se llevará a cabo en el suroccidente del país, específicamente

en el Valle superior del Magdalena y el Macizo de Garzón al sur del departamento del

Huila.

Ilustración 164. Mapa general.

Se requerirá entonces el uso de las siguientes planchas topográficas, que cubren las

poblaciones base de la práctica y el área de estudio.


Planchas proporcionadas por el IGAC, RECOPILACIONES 2000 Y 2001, Escala 1: 100

000. 344 – 345, 366 – 367, 388 – 389. Las más actuales disponibles en el IGAC son

recopilaciones del año 2009.

Ilustración 165. Planchas topográficas que cubren las poblaciones base de la práctica y el área de estudio.

Contenido 305

Ilustración 166. Planchas 344 Teruel, Iquira, Pacarní, Tesalia, Paicol, Belalcazar.

Ilustración 167. Planchas 344 Teruel, Iquira, Pacarní, Tesalia, Paicol, Belalcazar.


Ilustración 168. Plancha 345 Yaguará, Hobbo, Campoalegre, Algeciras.

Contenido 307

Ilustración 169. Yaguará, Hobbo, Campoalegre, Algeciras.

Ilustración 170. Garzón, Agrado, El Pital, La plata, La Argentina.


Ilustración 171. Garzón, Agrado, El Pital, La plata, La Argentina.

Contenido 309

Ilustración 172. Plancha 367 Gigante.

Ilustración 173. Plancha 367 Gigante.


Ilustración 174. Plancha 388 Pitalito, San Agustin, San José, Palestina, Saladoblanco, Bruselas.

Ilustración 175. Plancha 388 Pitalito, San Agustin, San José, Palestina, Saladoblanco, Bruselas.

Contenido 311

Ilustración 176. Plancha 389 Timaná, Guadalupe, Suaza, Acevedo.

Ilustración 177. Plancha 389 Timaná, Guadalupe, Suaza, Acevedo.


29.1 DISPONIBILIDAD PLANCHAS A ESCALA 1: 25000

Tabla 17. Planchas de la Zona de trabajo.


345 AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES

345-IA

NO

DISPONIBLE 345-IB

1967 Y 1992 345-IIA

1967 ,1984 Y 1998

345-IIB

1967,1984 Y 1998

345-IC

NO

DISPONIBLE 345-ID

1967 Y 1984 345-IIC

1967 Y 1985 345-IID

1967 Y 1984

345-IIIA

NO

DISPONIBLE 345-IIIB

1967 Y 1984 345-IVA

1967 Y 1984 345-IVB

1984

345-IIIC

NO

DISPONIBLE 345-IIID

1967 Y 1984 345-IVC

1967 Y 1992 345-IVD

NO DISPONIBLE


AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES

344-IA

1975,1994 Y 1996

344-IB

1975,1985 Y 1994

344-IIA

1967 Y 1985 344-IIB

NO DISPONIBLE

344-IC

1976,1982 Y 1996

344-ID

1976,1982 Y 1994

344-IIC

1967,1982 Y 1985

344-IID

NO DISPONIBLE

344-IIIA

1976 Y 1982 344-IIIB

1982 344-IVA

1967 Y 1982 344-IVB

NO DISPONIBLE

344-IIIC 1982

344-IIID

1982 344-IVC

1967 Y 1982 344-IVD

NO DISPONIBLE

Contenido 313



AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES

366-IA

1976 Y 1982 366-IB

1982 366-IIA

1982 366-IIB

NO

DISPONIBLE

366-IC

1976 Y 1982 366-ID

1982 366-IIC

1982 366-IID

NO

DISPONIBLE

366-IIIA

1976 Y 1982 366-IIIB

1982 366-IVA

1982 366-IVB

NO

DISPONIBLE

366-IIIC

1982 366-IIID

1982 366-IVC

1982 366-IVD

NO

DISPONIBLE



AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES

367-IA

NO

DISPONIBLE 367-IB

1984 Y 1992 367-IIA

NO

DISPONIBLE 367-IIB

1983

367-IC

NO

DISPONIBLE 367-ID

1984 367-IIC

NO

DISPONIBLE 367-IID

1983

367-IIIA

NO

DISPONIBLE 367-IIIB

NO

DISPONIBLE 367-IVA

NO

DISPONIBLE 367-IVB

1983

367-IIIC

NO

DISPONIBLE 367-IIID

NO

DISPONIBLE 367-IVC

NO

DISPONIBLE 367-IVD

1984



AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES


388-IA 1974 Y 1993

388-IB

1993 388-IIA

1976 388-IIB

1976

388-IC 1974 Y 1993

388-ID

1981 Y 1993 388-IIC

1976,1981Y1993

388-IID

1976

388-IIIA 1993

388-IIIB

1981 Y 1993 388-IVA

1981 Y 1993 388-IVB

1976 Y 1990

388-IIIC

NO DISPONIBLE

388-IIID

1981 Y 1993 388-IVC

1981 388-IVD

1990



AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES

AÑOS DISPONIBLES

389-IA

1982 389-IB

1982 389-IIA

NO DISPONIBLE 389-IIB

NO

DISPONIBLE

389-IC

1982 389-ID

1982 389-IIC

1982 389-IID

NO

DISPONIBLE

389-IIIA

1981 389-IIIB

1982 389-IVA

NO

DISPONIBLE 389-IVB

NO

DISPONIBLE

389-IIIC

1982 389-IIID

NO DISPONIBLE

389-IVC

NO

DISPONIBLE 389-IVD

NO

DISPONIBLE

Para las planchas 366 de escala 1: 100000 con sus respectivas planchas a escala

1:25000, se debe aclarar que para la columna más hacia la izquierda (366-IIB, 366-IID,

366-IVB 366-IVD) se encuentra solapada con la columna más hacia la derecha de la

plancha 367 de escala 1:100000 (367-IA, 367-IC, 367-IIIA, 367-IIIC); sucede por haber

un cambio de coordenadas, en este caso la 367 se hace con respecto a las coordenadas

en Bogotá D.C

Contenido 315

29.2 VÍAS

Ilustración 178. Cobertura Víal Primaria. Ministerio de Transporte 2007.

389

388

367

345

344

366

Vías Tipo 1: 5-8 metros de ancho pavimentadas.

Vías Tipo 2: 5-8 metros de ancho sin pavimentar.

Vías Tipo 3: 2-5 metros de ancho pavimentadas.

Vías Tipo 4: 2-5 metros de ancho sin pavimentar.

Vías Tipo 5: Transitables en tiempo seco.

Vías Tipo 6: Camino.

Vías Tipo 7: Sendero.


30. ANÁLISIS DE LAS LÍNEAS DE VUELO PARA LA ZONA DE

CAMPO

Javier Eduardo Suarez Valencia

Ángel Augusto Verbel Olarte

Ricardo Cárdenas Gutiérrez

Juan Camilo Montaño Caro

30.1 INTRODUCCIÓN

Se realizó un análisis de los históricos de líneas de vuelo sobre las áreas asignadas para

la asignatura de campo VI. Estas áreas corresponden al departamento del Huila en las

planchas topográficas 1:100000 numero: 388, 389, 366, 367, 344 y 345 ubicadas al sur

del departamento. A través del análisis de los históricos se busca que cada uno de los

grupos tengan una clara idea de las fotos útiles para su área de campo, con este fin se

realiza una digitalización de las líneas y un montaje sobre un mapa base en Google Earth

para facilitar a cada uno de los grupos el acceso a la información de interés además de

esto se realiza una tabla en Excel donde se podrá obtener información básica adicional

de cada una de las líneas de vuelo.

Contenido 317

Ilustración 179. Planchas topográficas 1:100000 numero: 388, 389, 366, 367, 344 y 345 ubicadas al sur del departamento del Huila. Realizadas con el buscador de mapas de: http://www.igac.gov.co/igac.

Las seis planchas estudiadas cubren en total 14.400 km2, tomando en su mayoría la

mitad sur del departamento del Huila, y algunas regiones de Caquetá y del Cauca;de

esta zona se destacan algunas poblaciones, las cuales son: Gigante, Iquira, Tesalia, La

Plata, Garzón, El Agrado, El pItal, Saladoblanco, Tarqui, Altamira, Guadalupe, Suaza,

Timana, San Agustín, Pitalito.

La región se caracteriza por sus variadas unidades geomorfológicas; en el oeste se

encuentra la cordillera central hacia La Plata, en el medio se desarrolla el valle alto del río

Magdalena donde se hallan gran parte de las poblaciones arriba mencionadas y hacia el

este la cordillera oriental en la población de Garzón, estas estructuras poseen una

tendencia general hacia el NE.

Los mapas con los históricos de vuelo se encuentran divididos de tal manera que el área

de cada una de estas planchas corresponde a 2 planchas topográficas 1:100000

manteniendo esta misma escala. De esta manera la correspondencia de las planchas de

los históricos y las planchas topográficas es la siguiente: O-6(388-solo la parte inferior);

O-7(366 y 388); N-8 (345 y 367); N-7(344- solo la parte inferior).

http://www.igac.gov.co/igac


Ilustración 180. Correspondencia de las planchas de los históricos y las planchas topográficas: O-6 (388-solo la parte inferior); O-7 (366 y 388); N-8 (345 y 367); N-7 (344- solo la parte inferior). Realizadas con el buscador de mapas de: http://www.igac.gov.co/igac.

30.2 METODOLOGÍA

Para escoger las líneas de vuelo más adecuadas para el posterior modelamiento en

arcGIS tuvimos en cuenta dos criterios: Su fecha y el espacio cubierto; resultó que las

líneas de vuelo más recientes sólo abarcan áreas muy pequeñas y son pocas en

cantidad, por otro lado las más viejas tienen escalas muy grandes o las fotos estan muy

desgastadas. Teniendo esto en cuenta usamos las líneas del 70-80 para las planchas

388,399 y 366, y las del 80-90 para las planchas 387, 344 y 345.

El siguiente paso fue la recopilación de las líneas de vuelos con sus datos más

importantes, dado que los mapas con los históricos de vuelo poseen más de una plancha

fue necesario comparar con la cartografía y encontrar las poblaciones mencionadas

arriba, a partir de ello escogimos las líneas adecuadas con: Número de vuelo, direccion,

escala, y las fotos correspondientes.

http://www.igac.gov.co/igac

Contenido 319

30.3 DATOS

Tabla 23. Líneas de vuelo para las planchas 388, 389, 366, 367, 344 y 345.

Plancha 345 TESALIA L.V N-6 Dirección Escala Nº Fotos

C-2284-28-87/S-33989 N 1:28000 31-62

C-2414-35-10/S-35585 N 1:35000 57-39

C-2336-31-88/S-34544 N 1:31000 61-75

C-2336-33-88/S-34595 N 1:33000 89-76

C-2336-31-88/S-34596 N 1:31000 90-105

C-2326-34-88/S-34597 N 1:34000 119-106

C-2336-33-88/S-34598 N 1:33000 120-29

C-2406-30-89/S-35481 N 1:30000 17-00

C-2406-31-89/S-34582 N 1:31000 18-41

C-2336-33-88/S-34599 N 1:33000 140-130

C-2062-36-82/S-31517 N 1:36000 32-45

C-2406-32-89/S-35483 N 1:32000 58-48

C-2406-32-89/S-34484 N 1:32000 59-65

C-2336-33-88/S-34599 N 1:33000 140-130

C-2012-33-82/S-31518 N 1:33000 46-65

C-2402-33-89/S-35447 N 1:33000 247-222

C-2371-33-89/S-35047 N 1:33000 167-179


Plancha GIGANTE-367 L.V N8 Dirección ESCALA FOTOS

C-2371-33-89/s-35045 N 1:33000 166-159

C-2318-33-57/S-34580 N 1:33000 254-225

C-2157-51-89/S-32509 N 1:51000 251-180

C-2571-32-89/S-35047 N 1:32000 254-225

C-2157-50-84/S-32408 N 1:50000 228-244

Plancha 345-BETANIA L.V N8 ESCALA FOTOS

C-2071-46-82/S-32520 N 1:46000 184-62

C-2171-31-84/S-32583 N 1:31000 184-161

C-2171-30-84/S-32582 N 1:30000 136-160

C-2081-48-82/S-31509 N 1:48000 50-196

C-2068-31-83/S-31600 N 1:31000 0-60

C-2171-31-84/S-32581 N 1:31000 135-118

C-2338-10-88/S-34633 N 1:10000 216-92

C-2338-10-88/S-34632 N 1:10000 115-218

C-2338-9-88/S-34630 N 1_9000 97-66

C-2338-9-88/S-311631 N 1_9000 111-157

C-2157-50-34/S-32408 N 1:50000 228-244

C-2157-50-8/S-32407 N 1:50000 227-219

C-2365-23-89/S-34957 N 1:23000 262-255

C-2365-25-89/S-35956 N 1:25000 212-263

C-2182-48-85/S-32715 N 1:48000 65-89

Contenido 321

C-2114-33-92/S-35586 N 1:33000 38-28

C-2182-43-85/S-32715 N 1:43000 54-98

C-2182-43-85/S-32716 N 1:43000 111-90

Plancha 366-GARZON L.V O7 Dirección Escala Nº Fotos

C-1941-35-80/S-30327 N 1:35000 138-182

C-1941-38-80/S-30326 N 1:38000 132-091

M-1379-50-65/S-1495 N35E 1:50000 39770-39749

M-1379-50-65/S-1496 N36E 1:50000 36778-39804

C-1282-31-69/S-24705 N 1:31000 157-136

M-1379-56-66/S-1497 N35E 1:56000 39846-39805

C-1282-32-69/S-24703 NS 1:32000 115-128

M-1379-57-66/S-1498 N35E 1:57000 39842-39874

C-1262-30-68/S-24365 N42E 1:30000 545-553

Rollo 23/S-368 N28W ? 216-?

Plancha 389 – TIMANA L.V O7 Dirección Escala Nº Fotos

M-1379-50-65/S-1495 N35E 1:50000 39770-39749

M-1379-50-65/S-1496 N36E 1:50000 36778-39804

M-1381-58-66/S-1514 N31E 1:58000 40325-40293

C-1282-30-69/S-24699 N 1:30000 40-09

C-1282-32-69/S-24700 N 1:32000 41-74


Plancha 388-PITALITO L.V O6 Dirección Escala Nº Fotos

C-1435-25-72/S-26429 N 1:25000 125-135

C-1435-28-72/S-26727 N 1:28000 124-112

C-1436-28-72/S-26427 N 1:28000 100-111

C-1435-23-72/S-26416 N 1:23000 99-89

C-1435-23-72/S-26425 N 1:23000 75-89

C-1435-23-72/S-26424 N 1:23000 74-61

C-1435-21-72/S-26423 N 1:21000 49-60

C-1435-20-72/S-26422 N 1:20000 48-40

C-1435-20-72/C-26431 N5W 1:20000 28-39

C-1892-41-76/S-19828 N5W 1:41000 228-220

C-1892-41-79/S-29826 N5W 1:41000 330-239

C-1435-20-72/S-26419 N5W 1:20000 10_19

C-1435_20-72/S-26418 N5W 1:20000 9_1

C-1892-40-79/S-24830 N 1:40000 245-240

C-1466-33-73/S-26630 N5E 1:33000 29-88

C-1308-83-70/S-25125 N 1:83000 167-175

C-1892-48-79/S-29831 N 1:48000 245-251

C-1308-32-70/S-25123 N 1:32000 129-147

C-1466-34-73/S-26628 N5E 1:34000 47-55

C-1308-55-70/S-2524 N 1:55000 163-148

C-1208-36-70/S-25112 N 1:36000 ?-108

Contenido 323

30.4 DIGITALIZACIÓN DE LAS LÍNEAS

Para poder realizar el modelamiento en arcGIS primero fue necesario referenciar la

ubicación de cada mapa con los históricos de vuelo para que así concordaban con la

cartografía de la zona, con este fin se realizó un muestreo de cuatro puntos estratégicos

para cada mapa de los cuales tomamos sus coordenadas:

30.4.1 MODELAMIENTO

Una vez con la zona georreferenciada el siguiente paso es montar las líneas de vuelo en

el archivo, para esto se trazaron cada una de sus rutas con base en los mapas originales

y los puntos claves establecidos. Después se realizó una franja a los costados de cada

línea para conocer el área que abarca cada una a lo que se le denomina el buffer de la

línea.

Ilustración 181. Mapa de líneas de vuelo.

Fotografía 1 Realizada por el autor (mapa de líneas de vuelo)


Ilustración 182. Buffer (tomada desde ArcGIS).

El último paso es exportar la imagen a Google Earth con lo cual cada línea con su área

que abarca queda representada en el terreno de forma precisa y referenciada.

Ilustración 183. Lineas de vuelo de la zona de campo, tomada desde Google Earth.

Contenido 325

Como resultado de esta digitalización es que no solo tenemos un registro de las líneas

de vuelo más adecuadas, también nos permite observar de forma directa e interactiva las

líneas de vuelo en Google Earth y así tener una mejor percepción de cuáles de ellas

pueden ser útiles para las zonas de estudio de cada grupo.

Para organizar mejor la información obtenida, se realizó como producto los mapas de las

líneas de vuelo georreferenciadas y ubicadas espacialmente con un mapa de fondo de

división política de Colombia generados por el programa arcgis, el cual también será de

gran utilidad para el trabajo de campo.


Ilustración 184. Lineas de vuelo del la zona de campo. Realizada por el autor (tomada desde ArcGIS).

Contenido 327

30.5 BIBLIOGRAFÍA

Históricos de vuelo N-7, N-8, O-7, O-8. Consultados en Instituto Geográfico el

Agustín Codazzi (IGAC).

Fotografías realizadas por los autores por medio del software Google Earth y

ArcGIS.

Mapas de las líneas de vuelo referenciadas fueron realizados por: Ricardo

Cárdenas Gutiérrez y Juan Camilo Montaño Caro en el software ArcGIS.

Figuras generadas a partir de la página web: http://www.igac.gov.co/igac.

31. UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS

Yuly Paola Correa Torres

Julio Cesar Guerra Ospino

Los mapas geomorfológicos se constituyen en una herramienta base para la evaluación

de amenazas geológicas, ya que brinda información básica sobre las formas del terreno,

el material que lo constituye y los procesos superficiales que lo afectaron y en el presente

preserva el registro, o de factores que actualmente inciden en el.

La propuesta metodológica para la generación sistemática de mapas geomorfológicos

analíticos del Servicio Geológico Colombiano, se enfoca en el análisis geomorfológico de

un sitio o lugar siguiendo un proceso donde incoa desde un punto de vista regional y

culmina en una escala más local. Según el proceso de jerarquización geomorfológica

basada en Carvajal (2008), el principio o fundamentación de la clasificación se asenta en

la génesis geológica de las geoformas y los ambientes morfogenéticos, caracterizando

las unidades geomorfológicas bajo criterios genéticos, morfológicos y geométricos


El presente trabajo recoge las unidades y ambientes morfogenéticos según la propuesta

metodológica de SGC para la creación de mapas geomorfológicos, las cuales se

replicaran de la misma forma y bajo los mismos conceptos sobre el área de campo VI. De

igual forma, se proporciona una breve descripción y definición para cada una de as

geoformas.

31.1 AMBIENTE DENUDACIONAL

Incluye las geoformas cuya expresión morfológica está definida por la acción combinada

de procesos moderados a intensos de meteorización, erosión y transporte de origen

gravitacional y pluvial que remodelan y dejan remanentes de las unidades preexistentes y

de igual manera, crean nuevas por la acumulación de sedimentos.

Cerro remanente o relicto (Dcrem): Prominencias topográficas aisladas - colinada,

alomada o montañosa. La unidad presenta cimas agudas a redondeadas, laderas de

longitud moderadamente corta a larga de forma convexa. Su origen se asocia a procesos

de erosión y meteorización diferencial acentuada y antigua.

Ilustración 185. Cerro remanente o relicto (Dcrem).

Colina residual (Dcr): Elevación <400 m que presenta una cima redondeada y amplia

limitadas por laderas cortas a moderadamente largas de forma convexa a recta con

pendientes inclinadas a abruptas; índice de relieve bajo a moderado. Su origen es

relacionado a procesos tectónicos y a la acción conjunta de periodos de denudación y

meteorización asociados a factores litológicos locales.

Contenido 329

Ilustración 186. Colina residual (Dcr)

Cono de Talus (Dct): Estructura en forma de cono o lóbulo localizada a la base de los

escarpes. Presenta un ápice angosto y extremo redondeado, laderas cortas a medias,

convexas a cóncavas hacia la parte distal. Su origen es relacionado a procesos de

acumulación mecánica de bloques y fragmentos angulares heterométricos que se

desprendieron de las partes altas.

Ilustración 187. Cono de Talus (Dct)

Cono flujo de detritos (Dfe): Estructura en forma de cono o lóbulo. Su depósito tienen

rasgos característicos como albardones o diques longitudinales, canales en forma de U,

trenes de bloques rocosos y sectores con bloques individuales de gran dimensión. Su

origen es relacionado al transporte torrencial de sedimentos clastosoportados.


Ilustración 188. Cono flujo de detritos (Dfe)

Cono y lóbulo coluvial y de solifluxión (Dco): Estructura en forma de cono o lóbulo

con morfología alomada baja. Su origen es relacionado a procesos de transporte y

depositación de materiales sobre las laderas y por efecto de procesos

hidrogravitacionales en suelos saturados y no saturados. Está constituido por bloques y

fragmentos heterométricos de rocas en una matriz arcillosa a areno limo arcillosa.

Cono o lóbulo de deslizamiento rotacional (Ddrt): Estructura en forma de cono o

lóbulo con morfología alomada baja, de longitud muy corta a corta, irregular localmente

escalonada, muy inclinada a abrupta y lobulada en su parte distal. Su origen es

relacionado a la acumulación de tierra y bloques.

Cono o lóbulo de deslizamiento traslacional (Ddtr): Estructura en forma de cono o

lóbulo, con morfología plana a suavemente ondulada. Su origen es relacionado al

movimiento de rocas o tierra a lo largo de una superficie de falla más o menos planar. El

movimiento es controlado por segmentos de debilidad asociados con planos de

estratificación, zonas de alto fracturamiento o el contacto entre un plano rocoso y los

detritos suprayacentes.

Contenido 331

Ilustración 189. Cono o lóbulo de deslizamiento traslacional (Ddtr):

Cono o lóbulo de flujo de lodo (Dlfl): Estructura en forma de lóbulo o flujo alomado,

localmente aterrazado, con longitud corta a muy larga, altamente disectados, que se

presentan siguiendo las hondonadas y drenajes fluviales. Localmente presenta diques

marginales que limitan el cauce. Su origen es relacionado al transporte de materiales

producto de la saturación del suelo. Su depósito está constituido por bloques angulares

diseminados en una matriz arcillo arenosa.

Escarpe de erosión mayor (Deem): Ladera abrupta o desplome de altura variable que

puede formarse por causas tectónicas, abrasión (erosión fluvial y marina), procesos

gravitacionales, glaciales. Eventualmente de longitud corta a larga, de forma cóncava,

convexa y recta, con pendiente escarpada a muy escarpada.

Ilustración 190. Escarpe de erosión mayor (Deem).

Escarpe de erosión menor (Deeme): Ladera abrupta o desplome de longitud corta a

larga, de forma cóncavo convexa y eventualmente recta, con pendiente escarpada a muy


escarpada, originado por socavación fluvial lateral o por procesos de erosión y

movimientos en masa remontantes a lo largo de un drenaje.

Ladera erosiva (Dle): Corresponde a superficies del terreno de pendientes muy

inclinadas a escarpadas, de longitudes moderadas a extremadamente largas, de formas

planas, cóncavas y convexas, patrón de drenaje típico dendrítico a subparalelo. Presenta

procesos erosivos intensos como cárcavas, surcos y solifluxión, sobre materiales de

suelo o roca.

Ilustración 191. Ladera erosiva (Dle).

Loma denudada (Dld): Prominencia topográfica con una altura menor de 200 metros

sobre su nivel de base local, con una morfología alomada y elongada, laderas cortas a

muy cortas, convexas y pendientes muy inclinadas a muy abruptas. Su origen es

relacionado a procesos intensos de meteorización y erosión diferencial. Se caracteriza

por presentar movimientos en masa y procesos erosivos intensos

Lomeríos disectados (Dldi): Prominencias topográficas de morfología alomada o

colinada, con cimas redondeadas y amplias, laderas cortas a moderadamente largas

rectas, cóncavas o convexas, con pendientes muy inclinadas a muy abruptas, IR bajo.

Originadas por procesos de denudación intensos cuyas laderas presentan moderada

disección, generando valles en U con fondo redondeado a plano.

Lomo denudado (Dlde): Formas alargadas en dirección perpendicular al drenaje

principal en sistemas o como conjuntos de lomos o filos a diferentes alturas. El tope o

parte superior puede tener diferentes formas dependiendo del grado de incisión del

drenaje, el tipo de saprolito que ha desarrollado la roca dominante y de los procesos

erosivos que lo han modelado

Contenido 333

Ilustración 192. Lomo denudado (Dlde).

Montículo y ondulaciones denudacionales (Dmo): Elevación del terreno con una

altura menor de 50 metros de morfología colinada, laderas cóncava o convexas,

suavemente inclinada y con drenaje divergente. Su origen es relacionado a procesos de

meteorización y erosión intensa sobre rocas blandas o friables y en sedimentos no

consolidados, dispuestos de manera horizontal a ligeramente inclinados.

Planicie (Dp): Porción de terreno extensa, plana, no confinada, de posición baja y

pendiente plana a suave, generalmente menor a 5°. Se destaca por presentar un sistema

fluvial complejo, donde son frecuentes las difluencias de las corrientes.

Ilustración 193. Planicie (Dp).

Sierra denudada (Dsd): Prominencia topográfica de morfología montañosa de laderas

largas a extremadamente largas, cóncavas a convexas, pendientes muy inclinadas a

abruptas, donde prevalecen procesos de erosión o de movimientos en masa acentuados.

Su origen es relacionado a procesos de erosión acentuada en sustratos rocosos ígneos y

metamórficos.


Sierra residual (Dsr): Prominencia topográfica de morfología montañosa de laderas

largas a extremadamente largas, cóncavas a convexas, con pendientes muy inclinadas a

abruptas, donde prevalecen los procesos de meteorización intensa en unidades

generalmente ígneas, asociada con suelos residuales con espesores mayores a 3

metros. Su origen es relacionado a procesos de meteorización intensa en sustratos

rocosos ígneos y metamórficos.

Ilustración 194. Sierra residual (Dsr).

31.2 AMBIENTE FLUVIAL

Incluye las geoformas que se originan por procesos de erosión de las corrientes de los

ríos y por la acumulación o sedimentación de materiales en las áreas aledañas a dichas

corrientes, tanto en épocas de grandes avenidas e inundación, como en la dinámica

normal de las corrientes perennes, durante la época seca. De esta manera, es posible

encontrar unidades aledañas a ríos, quebradas y en el fondo de los cauces, cuyos

depósitos son transportados y acumulados cuando éstas pierden su capacidad de

arrastre.

Abanico fluviotorrencial (Faa): Superficie en forma de cono, de laderas cóncavas a

convexas de morfología plana, aterrazada. Su origen es relacionado a la acumulación

torrencial y fluvial en forma radial, donde una corriente desemboca en una zona plana.

Las partículas aluviales se depositan radialmente desde el ápice del abanico localizado

en la salida de la corriente de las montañas. Su tamaño puede alcanzar varios kilómetros

de largo y de ancho.

Contenido 335

Ilustración 195. Abanico fluviotorrencial (Faa).

Albardón o diques naturales (Fa): Estructura en forma de cresta o banco de arena muy

fina, limosa, de 1 a 2 m de alto y 3 a 4 m de ancho, localizada en las riberas de las

corrientes fluviales mayores particularmente en las partes cóncavas de los meandros de

los ríos. Su origen es relacionado al depósito de material tipo arena en épocas de

inundación.

Barra puntual (Fbp): Cuerpo en forma de medialuna de morfología suave ondulada,

compuesta de crestas y artesas curvas de poca altura. Se localizan en la parte cóncava

de los meandros, como producto de la acumulación de sedimentos erodados de la parte

convexa del cauce. Está constituido por sedimentos generalmente arenosos finos y

materiales arcillosos.

Barra longitudinal (Fbl): Cuerpo elongado, en forma romboidal convexo en planta y, en

superficie de morfología suave ondulada, dispuesto paralelo al centro de los cauces

fluviales mayores, con la punta más aguda en la dirección de la corriente. Su origen es

relacionado a la acumulación de sedimentos durante grandes inundaciones, que luego de

disminuir el caudal quedan como remanentes que dividen la corriente. Su depósito está

constituido principalmente por arenas y gravas finas.

Barra compuesta (Fbc): Superficie o conjunto de barras unitarias que pueden alcanzar

decenas a cientos de metros lateralmente y varios kilómetros longitudinales. El espesor

máximo es determinado por la profundidad del cauce. Su origen es relacionado al

amalgamiento de varias barras, como resultado de múltiples eventos de erosión y

sedimentación y/opor la reocupación de canales y cauces abandonados.

Cauce aluvial (Fca): Canal de forma irregular excavado por erosión de las corrientes

perennes o estacionales, dentro de macizos rocosos y/o sedimentos aluviales.


Ilustración 196. Cauce aluvial (Fca).

31.3 AMBIENTE ESTRUCTURAL

Sinclinal: Sierra de morfología colinada, amplia en forma de artesa elevada formada en

el eje de un sinclinal. Invirtiendo el relieve original, dejando la artesa como una

prominencia topográfica limitada por laderas.

Ilustración 197. Laderas estructurales sinclinales

Laderas estructurales sinclinales: Laderas definidas por estratos inclinados en favor

de la pendiente del terreno, conformando una artesa. Son de longitud corta a

moderadamente larga, de formas cóncavas y pendientes inclinadas a abruptas.

Contenido 337

Laderas de contrapendiente sinclinal: Laderas definidas por estratos inclinados en

contra de la pendiente del terreno, de longitudes cortas a moderadamente largas, de

formas convexas a irregulares escalonadas con pendientes abruptas a escarpadas. Con

drenaje subparalelo denso.

Sierras anticlinales: Sierra elongada de morfología colinada a alomada de cimas o

crestas agudas o redondeadas, que siguen el eje anticlinal formado por el arqueamiento

o combadura de los estratos o capas que se inclinan divergentemente a partir de su eje.

De igual forma se puede diferenciar la sierra en Ladera estructural y de

contrapendiente anticlinal.

Sierra homoclinal denudada: Prominencias topográficas simétrica o ligeramente

simétrica elongada y de morfología montañosa a colinada, de cimas agudas, definidas

por una secuencia estratos o capas apilados e inclinados (> 35°) en una misma dirección

por efecto de plegamiento intenso asociado localmente con fallamiento inverso. En

algunos lugares presenta efectos de procesos coluviales, de solifluxión y deslizamiento.

Ladera estructural y de contrapendiente anticlinal.

Ilustración 198. Ladera estructural y de contrapendiente anticlinal

Las siguientes unidades se caracterizaran por su grado de basculamiento e Intercalación

de capas con diferente resistencia, basado en este criterio podemos de definen:


Ilustración 199. Clase de relieve monoclinal determindas en base a rangos de buzamiento de los estratos de rocas duras (p.e. caliza, arenisca) (adaptado de Viers 1967.)

Mesetas estructurales: Colinas o lomas de cima plana limitada por escarpes abruptos a

muy abruptos, de longitud muy corta y de formas convexas, originadas por procesos de

erosión diferencial de rocas estratificadas horizontales o con inclinaciones menores

de tres grados. Escarpe de meseta estructural.

Cuesta: Sierra asimétrica elongada y amplia de morfología colinada a alomada definida

por el basculamiento suave entre 10° a 25° de las capas o estratos de unidades

resistentes y blandas. Su origen se debe a la incisión o fallamiento perpendicular al

buzamiento de los estratos sedimentarios suavemente plegados o basculados.

Espinazo: Sierra simétrica elongada de cresta aguda a redondeada y morfología

colinada o alomada, definida por la intercalación de estratos de unidades con

diferente resistencia, dispuestos en ladera estructural en un patrón escalonado de lajas

triangulares o chevrones labrados por la escorrentía. La geoforma puede ser simétrica

(flancos entre 20° y 45°) y asimétrica (flancos entre 21° y 45°). Se presenta como un

conjunto de cerros alineados y elongados afectados por erosión diferencial y por

disección acentuada.

Sierra de barras estructurales: Prominencia topográfica elongada de morfología

alomada de laderas irregulares a escalonadas cortas, definidas por la disposición

estructural vertical o casi vertical de secuencias sedimentarias y metamórficas foliadas.

Ladera contrapendiente: Superficie en declive, de morfología regular a irregular,

definida por planos (estratos, foliación, diaclasamiento entre otros) dispuestos en

sentido contrario a la inclinación del terreno. En esta geoforma los datos estructurales no

permiten establecer una asociación con alguna estructura de tipo regional (anticlinal,

sinclinal, homoclinal, monoclinal, entre otros).

Contenido 339

Ladera estructural: Superficie en declive, de morfología regular a irregular, definida por

planos preferentes (estratos, foliación, diaclasamiento entre otros) paralelos al sentido

de la inclinación del terreno. Puede presentarse con longitud larga a extremadamente

larga y con pendientes suavemente inclinadas a escarpadas. En esta geoforma los datos

estructurales no permiten establecer una asociación con alguna estructura de tipo

regional (anticlinal, sinclinal, homoclinal, monoclinal, entre otros).

Ilustración 200. Ladera estructural y contrapendiente.

Ladera escalonada: Superficie definida por estratos dispuestos a favor o en contra de la

pendiente del terreno con forma recta, irregular a escalonada, longitud larga a

extremadamente larga y pendiente muy inclinada a escarpada. Estas superficies se

presentan separadas por escarpes abruptos de menor longitud. Su origen es relacionado

a la incisión de los drenajes o al fracturamiento perpendicular al buzamiento en niveles

litológicos donde se concentran procesos de erosión diferencial.

Escarpe de línea de falla: Plano vertical a subvertical corto a muy corto, cóncavo a

convexo de pendiente abrupta. Su origen se relaciona a las superficies definidas por el

truncamiento de estructuras topográficas y geológicas afectadas por procesos de erosión

acentuada.


Ilustración 201 Escarpe de línea de falla.

Lomos de falla: Cerros elongados de morfología alomada, de laderas cortas a muy

cortas, de forma convexa y con pendientes abrupta a escarpadas, localizados a lo largo

de una falla de rumbo, y formados por el efecto combinado del desplazamiento lateral y

el plano de falla, que determina la expulsión hacia arriba de un bloque de terreno. Se

caracteriza por su alto fracturamiento y estructuras en forma de flor positiva. Se asocia a

rocas muy fracturadas.

Ilustración 202. Lomos de falla:

Espolón: Saliente de morfología alomada, dispuesta perpendicularmente a la tendencia

estructural general de la región, desarrollados sobre rocas ígneas, metamórficas o

sedimentarias y limitado por drenajes paralelos a subparalelos. Con laderas de

longitudes variables, con pendientes que se ven reducidas de abruptas a inclinadas por

intensos procesos denudativos.

Espolón faceteado: Saliente que en conjunto conforma sierras colinadas con pendiente

inclinada a abrupta. Su origen se relaciona al fallamiento que genera truncamiento a

manera de facetas triangulares y a procesos de erosión diferencial en unidades de

distinta resistencia.

Contenido 341

Espolón festoneado: Laderas y crestas simétricas de morfología alomada, cimas

agudas, pendiente muy inclinada a muy abrupta, forma recta a cóncava, dispuestas

perpendicularmente al rumbo de las estructuras geológicas definiendo salientes cortas y

largas. La geoforma está constituida por la alternancia de niveles duros y blandos

altamente disectados.

Ilustración 203. Espolón festoneado.

Geoformas que se originan por procesos relacionados con la actividad volcánica

producto de la dinámica interna de la tierra, asociados principalmente a erupciones

explosivas y/o efusivas, acumulación de productos y remoción de estos, así como a la

intrusión submagmatica en los niveles superiores de la corteza

31.4 AMBIENTE VOLCÁNICO

Caldera: Depresión en forma circular a elongada, de grandes dimensiones, entre 1 y 100

km de diámetro. Su génesis se asocia al colapso de un edificio volcánico ocasionado por

el vaciamiento parcial de una cámara magmática, debido a una gran erupción.


Ilustración 204. Caldera.

Campo de hummocks: Cono de depósito de una avalancha volcánica de escombros.

Corresponde a una extensión lobulada, irregular, conformada por montículos

redondeados o cónicos de pequeña altura, y/o megabloques, constituidos por depósitos

volcánicos que conformaron el edificio volcánico.

Ilustración 205. Campo de hummocks.

Campo fumarólico: Plano o superficie irregular, con pendientes variadas dependiendo

de su localización en el edificio volcánico. Está conformado por varios orificios con

diámetros que van desde el orden centimétrico a métrico a través de ellos se expelen o

se han expelido gases de origen volcánico. Las rocas o depósitos sobre los cuales se

encuentran, se caracterizan por estar altamente alterados.

Cono de escoria o cono de ceniza Edificio volcánico colinado, generalmente con

alturas menores a los 300 m, con laderas abruptas, mayores a 35°y de foma convexa; su

diámetro basal puede medir hasta 2,5 km. Presenta un cráter de grandes dimensiones

que puede llegar hasta la mitad de su diámetro basal. Está compuesto casi

exclusivamente por fragmentos escoriáceos de ceniza volcánica de composición

basáltica. Su génesis está asociada a erupciones estrombolianas en los flancos de un

volcán escudo, o de un estratovolcán, o en campos basálticos.

Contenido 343

Ilustración 206. Cono de escoria o cono de ceniza Edificio volcánico.

Cráter volcánico (Vc): Depresión en forma circular de menos de un 1 km de diámetro,

limitada por escarpes o laderas escalonadas y disectadas. Su fondo presenta una

morfología suavemente ondulada e irregular, dependiendo de su conformación. Su

génesis responde al colapso de un edificio volcánico, a una erupción, o a la acumulación

gradual de material piroclástico en un reborde circundante. Se puede asociar también su

Escarpe de Cráter colcánico.

Domo volcánico: Colina en forma de cúpula redondeada o elongada, de superficie

irregular, con pendientes abruptas a suaves. En un edificio volcánico se puede localizar

dentro del cráter o en una de sus laderas. Su génesis se asocia a la extrusión de lava

muy viscosa o por un flujo subvolcánico.

Estratovolcán o cono compuesto: Cerro montañoso conformado por un cráter,

escarpes de cráter y laderas con inclinaciones menores a 10° en su parte basal, variando

a muy abruptas hacia la cima.

Ilustración 207. Estratovolcán ó cono compuesto.


Flujo de lava: Lóbulo alargado relativamente estrecho y delgado, localmente festoneado

en su frente y limitado por escarpes de diferente altura, con pendientes y formas de

laderas variadas dependiendo de la composición, viscosidad, cantidad de gases y

volumen del magma emitido. Su génesis está asociada a la extrusión y posterior

enfriamiento de flujos de lava. Se le asocia su Escarpe de Flujo de Lava

Flujo lahárico aterrazado: Lóbulo alomado de aspecto tabular y suavemente inclinado

(2°- 3°), con escarpes de diferente al tura. Localmente se localiza paralelo a los ríos a los

cuales limita. Su génesis está asociada a la acumulación de productos de la remoción

por agua, de depósitos de flujos piroclásticos, los cuales quedan elevados conforme la

corriente va erosionando y recobrando su cauce. Se le asocia su Escarpe laharico.

Flujo piroclástico aterrazado: Lóbulo alomado de aspecto tabular y suavemente

inclinado (2°- 3°), con escarpes de difer ente altura. Localmente se localiza paralelo a los

ríos con los que limita, o conformando un abanico. Su génesis está asociada a la

acumulación de productos de flujos piroclásticos que quedan elevados conforme la

corriente va erosionando y recobrando su cauce. Se le asocia su Escarpe de Flujo

piroclástico

Manto de piroclastos: Planos amplios de pendientes inclinadas, localmente terrazados,

de morfología suavemente ondulada debida al suavizado del relieve preexistente por la

cobertura de material piroclástico. Su génesis se asocia al depósito de piroclastos de

caída o al emplazamiento de corrientes de densidad piroclástica.

Ilustración 208. Manto de piroclastos.

Criptodomo: Estructura en forma cónica o dómica, con pendientes inclinadas a muy

inclinadas, de laderas iregulares, de origen volcánico no exógeno. Su génesis se asocia

a un ascenso de magma que no alcanza la superficie, su emplazamiento se da en el

Contenido 345

interior de la corteza, aprovechando zonas de debilidad o discontinuidades. Estos

cuerpos quedan expuestos por efectos de tectonismo (fallamiento) y erosión.

Maar: Edificio volcánico alomado, conformado por laderas y un cráter cuyo diámetro

puede variar del orden de varias decenas de metros a varios kilómetros y generalmente

contiene agua en su interior, formando una laguna volcánica cratérica. Sus laderas son

cortas, convexas y suavemente inclinadas con menos de 10°, conformadas por material

piroclástico. Su génesis está asociada a erupciones freáticas o freatomagmáticas.

Ilustración 209. Maar.

31.5 AMBIENTE CÁRSTICO

Incluye las geoformas originadas por meteorización química de rocas compuestas por

minerales solubles en agua (caliza, dolomía, yeso), que origina terrenos esculpidos de

configuración compleja con relieves positivos o negativos.

Lapiaces o Lenares: Es la forma más sencilla de "karst embrionario" que puede

degenerar, posteriormente en dolinas. Se presentan, generalmente, como un conjunto de

pequeñas acanaladuras o surcos estrechos separado por crestas, a menudo agudas; o

bien por orificios tubulares, ―nidos de abejas" etc. Aparecen normalmente en superficies

más o menos inclinadas y ausentes de vegetación.


Ilustración 210. Lapiaces o Lenares.

DOLINA: Depresiones circulares o elípticas, de dimensión variable desde 1 hasta 400

metros de diámetro y 1 a 200 metros de profundidad, de paredes verticales o inclinadas

en forma cónica, de fondo plano o no plano que presenta un plano que presenta

sumidero "ponors" que conecta el interior con el exterior del sistema cárstico. Su origen

se encuentra asociado a procesos de disolución de rocas calcáreas, o evaporitas en

zonas de fracturamiento (diaclasas) y normalmente están rellenas en el centro por

arcillas producto descalcificación.

Uvala: Depresión de mayor tamaño que La Dolina.

Ilustración 211. Uvala.

Poljes: Depresiones cerradas de fondo plano, localmente puede tener montículos de

calizas, son de forma alargada (largo más del doble que la anchura) limitados por

escarpes de montornos irregulares y escarpados; pueden estar secas o inundadas

estacionalmente, generalmente son recorridas por una corriente que desaparece

súbitamente por un sumidero (ponor).

Contenido 347

Ilustración 212. Poljes.

Valle ciego: Superficie de topografía cerrada, de forma elongada, de laderas suaves,

modeladas por una corriente que desaparece súbitamente en un sumidero kárstico,

geológicamente el control es estructural y es donde se desarrolla la mayor disolución de

la roca.

Ilustración 213. Valle ciego.

Exurgencia: Manantiales de caudales mayores, de tipo permanente aunque con

fluctuaciones estacionales en el caudal que procede de aguas colectoras del aparato

kárstico

Surgencia: Manantiales de caudal pequeño, de alimentación alóctona y de tipo

intermitente; son producto de diaclasas que actúan como colectores del agua que

discurre por la superficie y es interceptada por la diaclasa. Cada manantial tiene cota de

salida diferente e independiente de la de los demás pertenecientes a este grupo.


Ilustración 214. Surgencia.

Cuesta de carstificacion: Ladera derarrollada sobre rocas calcáreas, con pendientes

estructurales entre 0 y 5 grados.

Mesera carstificada: Colinas alomadas de cima plana o ligeramente inclinada, limitadas

por escarpes abruptos a muy abruptos con presencia de procesos de carstificación.

Talud por disolución: Lobulos y conos de material heterogéneo clastosoportados de

composición calcárea producto del desprendimiento de material en zonas escarpadas

afectadas por disolución.

Ilustración 215. Talud por disolución.

Torres carsticas: Elecaciones macisa de roca caliza, de altura variable, generalmente

de forma cónica, rematados en punta roma o puntiaguda que han quedado como

remanentes en zonas de depresión ovaladas o circulares como producto de procesos de

meterorización y disolción.

Contenido 349

Ilustración 216. Torres carsticas

31.6 BIBLIOGRAFÍA.

Propuesta metodológica sistemática para la generación de mapas

geomorfológicos analíticos aplicados a la zonificación de amenaza por

movimientos en masa escala 1:100.000. Anexo 1. Glosario de unidades

Geomorfológicas.


32. PROCESO METODOLÓGICO PARA LA ELABORACIÓN DE

MAPAS GEOMORFOLÓGICOS ESCALA 1:100.000

Yohanna Katherine García Laura Vanessa Velásquez

32.1 INTRODUCCIÓN

Teniendo en cuenta las metodologías que se han propuesto en el país para la elaboración de mapas geomorfológicos escala 1:100.000 por el Servicio Geológico Colombiano SGC (2012) y el Instituto De Hidrología, Meteorología y Estudios Ambientales – IDEAM (2013), se realizó una síntesis a cerca de los conceptos más importantes de geomorfología, tales como los ambientes morfogeneticos importantes para determinan el tipo de geoforma observada en superficie, los tipos de mapas que se pueden producir y los aspectos básicos que se deben tener en cuenta a la hora de elaborar mapas geomorfológicos a dicha escala. Lo anterior con el fin de precisar y resaltar los aspectos metodológicos más importantes a la hora de elegir y producir un mapa geomorfológico a escala 1:100.000.

32.2 MARCO CONCEPTUAL

La geomorfología es una ciencia que se encarga del análisis de las formas que se dan en

la superficie de la tierra debido a la interacción de 4 elementos importantes: la litosfera,

la hidrosfera, la atmosfera y la biosfera. También se encarga del estudio de la génesis,

procesos, características y evolución de las geoformas del terreno tanto en ambientes

continentales como en ambientes marinos para determinar su relación con las

estructuras que infrayacen dichas geoformas. La finalidad del estudio de la

geomorfología, es interpretar las formas del terreno a partir de la descripción de las

formas, la explicación de su origen y su evolución a través del tiempo, la clasificación del

paisaje dependiendo del proceso que lo origino, la composición litologica a partir de

observaciones texturales, la edad a partir de relaciones de posición y la explicación de la

magnitud de los procesos morfológicos que modelaron la superficie.

Contenido 351

Se consideran ambientes morfogeneticos a aquellos ambientes que dan origen a

diferenciadas geoformas a partir de la interacción de condiciones físicas, químicas,

biológicas y climáticas características. Estos ambientes son determinados teniendo en

cuenta el análisis y la interpretación de los procesos geomorgologicos registrados en el

terreno que permitieron la formación, evolución y modificación de las geoformas.

Tabla 24. Ambientes Morfogenéticos.

La metodología para hacer un análisis geomorfológico planteado por Carvajal (2008) en

SGC (2012) se basa en que el proceso analítico de la superficie terrestre debe ser

inicialmente desde un punto de vista regional (estudios con imágenes satelitales) para

luego ir detallando los estudios hasta llegar a un nivel local (estudios detallados de

campo).

AMBIENTES MORFOGENÉTICOS

Ambiente morfo-

estructural

Geoformas generadas por la dinámica interna de la tierra

(plegamientos y fallamientos)

Ambiente volcánico Asociado en las regiones donde predominan los procesos que

generan geoformas volcánicas.

Ambiente

denudacional

Determinado por la actividad de procesos de meteorización, y

predominantemente de procesos erosivos hídricos.

Ambiente fluvial Geoformas generadas por los procesos relacionados con la

actividad fluvial.

Ambiente marino

profundo y costero

Geoformas construidas por la actividad de las corrientes marinas y el

oleaje costero del mar.

Ambiente glaciar Geoformas originadas por la acción glacial, tanto de los casquetes polares, como en altas montañas.

Ambiente eólico Geoformas formadas por la acción del viento, como agente modelador del paisaje en zonas desérticas principalmente.

Ambiente kárstico

Formas producto de la meteorización y dilución de rocas y materiales de fácil dilución en ambientes húmedos y cálidos, tales como las calizas y sal.

Ambiente antropogénico y/o biológico

Formadas por la actividad del hombre que modifica la superficie del terreno.


Carvajal (2008) en SGC (2012) propone un esquema de jerarquización geomorfológica

en donde precisa la escala de cada nivel y su relación con el nivel de estudio.

Ilustración 217. Esquema de jerarquización geomorfológica propuesto para INGEOMINAS Carvajal, (2008) en SGC (2012).

Contenido 353

Ilustración 218. Esquema de jerarquización geomorfológica basado en INGEOMINAS Carvajal, (2008) en SGC (2012).

32.3 MAPAS GEOMORFOLÓGICOS

El objetivo de los mapas geomorfológicos es proporcionar información concisa y sistemática sobre las formas del terreno; su origen, los procesos naturales que han ocurrido y los fenómenos naturales activos. En ese sentido deben:

Permitir evaluar el comportamiento de los terrenos, inventariar los movimientos en masa y evaluar las amenazas naturales de un área.

Servir para la elaboración de Planes de Ordenamiento Territorial y el desarrollo de obras de infraestructura.

Ir acompañados de un análisis de los eventos que afectaron, modificaron y establecieron el paisaje actual, producto de factores endógenos y exógenos.


32.3.1 TIPOS DE MAPAS GEOMORFOLÓGICOS

ANALÍTICOS: Dan información sobre formas del relieve y su morfogénesis. Incluyen información geológica, morfología, morfometría y la morfoestructura.

SINTÉTICOS: Son el producto de estudios vinculados a las relaciones ambientales entre la expresión del terreno y otros factores del paisaje, tales como clima, relieve, litología, suelos, hidrología y vegetación.

PRAGMÁTICOS: Son el resultado de investigaciones geomorfológicas que tienen un propósito específico, diseñado a parir de los datos analíticos y sintéticos.

32.3.2 PROCESO METODOLÓGICO

El SGC señala que a la escala 1:100.000 se deben generar mapas geomorfológicos analíticos. Teniendo esto en cuenta los pasos en el proceso metodológico para generar los mapas son: PRIMER PASO Recopilar insumos básicos y temáticos tales como:

Base cartográfica 1:100.000

Imágenes de sensores remotos

Fotografías áreas

Mapas geológicos de la zona 1:100.000

Mapa de fallas geológicas escala 1:100.000

Modelo digital de elevación (DEM)

Mapa de pendientes En razón a que el DEM y el mapa de pendientes son insumos que no se han trabajado en profundidad a lo largo de la carrera y debido a su importancia en la generación de mapas geomorfológicos, a continuación se hace una breve explicación.

Modelo digital de elevación (DEM) Un DEM es una capa ―raster‖ donde la elevación es representada como pixeles cubriendo un área rectangular. Se utilizan para elaborar mapas del relieve del terreno y modelos de sombras en tres dimensiones.

Mapa de pendientes

Se derivada del modelo digital de elevación (DEM). Los rangos de pendientes (colores) corresponden a los rangos de inclinación de laderas propuestos por Carvajal (2008).

Contenido 355

Ilustración 219. DEM Plancha 279 Departamento del Valle del Cauca – Dagua.

Ilustración 220. Mapa de pendientes Plancha 279 Departamento del Valle del Cauca – Dagua.

32.4 ATRIBUTOS DEL MAPA GEOMORFOLÓGICO

El análisis y caracterización de las unidades geomorfológicas debe incluir los siguientes atributos:

Morfología: Geometría, fundamentalmente los gradientes topográficos y las formas relativas.

Morfometría: Aspectos cuantitativos tales como longitud, área, forma y pendiente. Para ello se deben describir componentes del terreno tales como contraste de relieve o relieve relativo (Tabla 1), inclinación de la ladera (Tabla 2), longitud de la ladera (Tabla 3), forma de la ladera (Tabla 5 ), forma de crestas y valles (Tabla 4), patrón de drenaje. En las tablas, los rangos ofrecen una directriz a través de la cual clasificar, organizar y describir los componentes del terreno.


Tabla 25. Rangos de intervalos de altura o relieves relativos.

Tabla 26. Rangos de inclinación de la ladera.

Tabla 27. Rango de longitud de la ladera.

Tabla 28. Forma de las crestas y valle.

Tabla 29. Rango de forma de la ladera.

Morfogenésis: Implica definir el origen de las formas del terreno, las causas y

procesos que dieron la forma al paisaje. Relación entre procesos endogenéticos y los agentes exogenéticos (agua, viento, hielo).

Morfoestrutura y Litología: Indica el modelaje del relieve, según composición, disposición y dinámica interna de la tierra (procesos o deformaciones tectónicas).

Morfodinámica: Identificar y definir la evolución de los procesos denudativos, erosión y movimientos en masa, que han ocurrido en un área determinada.

Contenido 357

32.5 CONCLUSIONES

La clasificación jerarquizada de las geoformas observadas en la superficie terrestre permite agrupar las unidades desde los ambientes morfogenéticos en donde el estudio se puede realizar a través de imágenes satelitales hasta las unidades más detalladas en donde es necesario hacer un estudio minucioso de campo. Los mapas geomorfológicos a escala 1:100.000 se pueden desarrollar utilizado las unidades geomorfológicas las cuales se encuentran definidas como una geoforma individual genéticamente homogénea, generada por un proceso geomórfologico construccional o destruccional de un ambiente morfogenetico particular. Para desarrollar estos mapas geomorfológicos la interpretación se puede realizar por medio de imágenes satelitales, sin embargo es siempre recomendable hacer un estudio usando fotografías aéreas cuando hay imágenes críticas en donde el DEM no puede solucionar las dificultades que se puedan presentar en la fotointerpretación.

32.6 BIBLIOGRAFÍA

SERVICIO GEOLÓGICO COLOMBIANO (SGC), 2012. Propuesta metodológica

sistemática para la generación de mapas geomorfológicos analíticos aplicados a

la zonificación de amenaza por movimientos en masa escala 1:100.000. Bogotá

INSTITUTO DE HIDROLOGÍA, METEOROLOGÍA Y ESTUDIOS AMBIENTALES

(IDEAM), 2013. Guía metodológica para la elaboración de mapas

geomorfológicos a escala 1:100.000. Bogota.

SERVICIO GEOLÓGICO COLOMBIANO (SGC), (2012). Glosario de unidades y

subunidades geomorfológicas.

EAFIT (2015). Memoria explicativa de la zonificación de la susceptibilidad y la

amenaza relativa por movimientos en masa, escala 1:100.000 Plancha 223 – El

Cairo.

UNAL (2015). Memoria explicativa mapa geomorfológico aplicado a movimientos

en, escala 1:100.000 Plancha 390 – Puerto Rico.


33. CLASIFICACIÓN DE ROCAS SEDIMENTARIAS

Julian Camacho

Sebastian Polo

La clasificación de las rocas sedimentarias en ocasiones resulta algo dispendiosa debido

a la multitud de términos que se manejan y la variedad de criterios existentes para su

clasificación, a continuación se realiza una sinopsis acerca de la clasificación de estas

rocas, teniendo en cuenta la opinión de distintos autores que plantean distintas formas

para su clasificación.

33.1 INTRODUCCIÓN

Las rocas sedimentarias son las que cubren la mayor parte de la superficie terrestre, por

ende, cualquier estudio geológico, requiere una observación atenta a este tipo de rocas,

ya que son realmente importantes en cuanto a depósitos minerales como lo son: el

petróleo, gas natural, carbón, sal, sulfuros, yeso, calizas, fosfatos, uranio, hierro. La

clasificación de las rocas o materiales sedimentarias abarca una gran cantidad de

términos que en ocasiones pueden resultar confusos, pero si tenemos en cuenta la

composición y las propiedades de las rocas sedimentarias esta tarea es mucho más fácil,

estos estudios son vitales para realizar interpretaciones estratigráficas que nos permitan

definir locación, litología, relieve, clima y actividad tectónica del área fuente y así deducir

el ambiente de depositación y posibles cambios en el espesor o litología de formaciones

las cuales se estén estudiando.

33.2 ESQUEMA GENERAL DE CLASIFICACIÓN PARA ROCAS SEDIMENTARIAS

Se parte de una división de los materiales sedimentarios en tres grandes grupos, los cuales están claramente diferenciados, los cuales son:

Contenido 359

Ilustración 221. Clasificación de rocas sedimentarias. Imagen tomada de: FOLK, R. (1980): Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Company. p.7

T: Rocas Terrígenas, IA: Rocas Aloquímicas Impuras, IO: Rocas Ortoquímicas Impuras, A: Rocas Aloquímicas, O: Rocas Ortoquímicas.

33.3 MATERIALES TERRÍGENOS:

Materiales originados a partir de otros preexistentes gracias a la acción de los agentes geológicos externos.

33.4 MATERIALES QUÍMICOS:

33.4.1 ALOQUÍMICOS:

Son todas aquellas partículas formadas dentro de la cuenca de sedimentación, pero que no son producto de la precipitación química en el agua, sino que son, principalmente, fragmentos de organismos que vivieron durante la sedimentación o partículas producidas mecánicamente, se agrupan en:

o Componentes biogénicos o esqueletales, que son productos de la fragmentación de organismos, como por ejemplo, fragmentos de moluscos, ostreidos, algas y foraminíferos, etc.


o No biogénicos o no esqueletales, originados ya sea por la abrasión mecánica del sedimento o producidos durante la sedimentación por procesos físicos o químicos, como por ejemplo: intraclastos, pelets y ooides, etc.

33.4.2 ORTOQUÍMICOS:

Son producto de la precipitación química directa en el agua, ya sea marina o

meteórica, al momento de la sedimentación o durante de la diagénesis. Los

principales productos ortoquímicos son la matriz y el cementante, constituidos por

calcita microcristalina (micrita) y calcita espárica (esparita). Los principales

minerales carbonatados son aragonito, calcita y dolomita.

33.5 ROCAS CLÁSTICAS:

Las cuales han sido generadas por erosión y fragmentación de rocas preexistentes, las cuales afloran en la superficie terrestre y cumplen el ciclo normal de sedimentación, teniendo en cuenta el tamaño de los clastos, se utiliza la escala de tamaño para rocas clásticas propuesta por Udden-Wentworth y se pueden dividir así:

Contenido 361

Tabla 30. Escala de tamaño de grano. Imagen tomada de: NICHOLS, G. (2009): Sedimentology and stratigraphy. Willey Blackwell. Oxford, pp 432.

33.5.1 GRAVAS Y CONGLOMERADOS

Los depósitos rudáceos (gravas y conglomerados) se clasifican según distintos criterios (genéticos, procedencia, texturales y composicionales), ver clasificación de Pettijohn, 1975. Los tipos composicionales más representativos en el registro estratigráfico son:


Tabla 31. Clasificacion de gravas y conglomerados. Imagen tomada de: PETTIJOHN, F., et al. (1972): Sand and sandstone. Springer-Verlag, New York. 16, pp. 618.

33.5.2 ARENITAS

La clasificación de areniscas se realiza teniendo en cuenta sus constituyentes mayores como son el cuarzo, feldespatos y fragmentos de roca. De esta manera podemos agrupar las arenitas de la siguiente manera: A) Arenitas de Cuarzo: Llamadas también ortocuarcitas o cuarzoarenitas están constituidas por más del 95% de cuarzo, y algunas tienen algo de cemento carbonatado. B) Arenitas Feldespáticas: Conocidas también como arcosas, son aquellas areniscas que contienen menos del 90% de cuarzo y más porcentaje de feldespato que de fragmentos de roca. C) Arenitas Líticas: Denominadas también litoarenitas son conocidas por su alto contenido en fragmentos de roca, están constituidas por una proporción menor al 95% de cuarzo y fragmentos de roca y una proporción mayor a los feldespatos, es una arenita lítica. D) Grauwaca: Arenita con más del 15% de matriz, asi:

Contenido 363

Ilustración 222. Nomenclatura para los sedimentos terrígenos que contienen partículas tamaña grava, arena y lodo. Imagen tomada y modificada de: FOLK, R. (1954): J. Geol., pp. 344-359.

33.5.3 LODOLITAS O LUTITAS:

La clasificación de estas rocas que se generan tanto en ambientes marinos como ambientes continentales ha sido basada, siguiendo el criterio de Potter et al. (1980), teniendo en cuenta características tales como: proporción de arcilla presente, espesor de la estratificación y grado de dureza de la misma. Potter et al. (1980) usa tres adjetivos meramente descriptivos los cuales pueden usarse como guía para una posterior clasificación cuidadosa: limoso, lodoso, arcilloso, los cuales son directamente relacionados con el tamaño de grano presente en la roca.


Tabla 32. Clasificación de rocas sedimentarias: lodolitas. Imagen tomada de: PETTIJOHN, F. J., P. E. POTTER, AND R. SIEVER. 1972. Sand and sandstone. Springer-Verlag, New York. xvi 329 p

33.6 ROCAS QUÍMICAS Y BIOQUÍMICAS:

Usualmente han sido generadas por precipitación química de minerales a través de varios procesos químicos y bioquímicos que suceden en ambientes marinos. Tipos fundamentales:

Carbonatos

Evaporitas

Rocas sedimentarias silíceas

Rocas sedimentarias ricas en Fe

Fosforitas

Contenido 365

33.6.1 CARBONATOS:

Los carbonatos son sedimentos y rocas sedimentarias hechas de: aragonito, calcita, dolomita. Los minerales de carbonato son, en general altamente solubles en aguas incluso ligeramente ácidas, por lo tanto pueden generar porosidades secundarias importantes y atractivas para la acumulación de fluidos (agua, gas y petróleo). Clasificación de calizas:

Folk (1959): Es una clasificación ampliamente diversificada y ampliamente usada por la comunidad geológica, cuando se intenta clasificar texturalmente las calizas. Esta clasificación está basada en la naturaleza de los granos o material del armazón, y en la composición de los elementos que acompañan el armazón (lodo calcáreo o cemento)

Tabla 33. Clasificación textural de las calizas según Folk. Imagen tomada de: FOLK, R. L. 1980. Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Company. p.145.


Tabla 34. Clasificación textural de las calizas según Folk. Imagen tomada de: FOLK, R. L. 1980. Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Company. p.145.

Tabla 35. Clasificación textural de las calizas según Folk. Imagen tomada de: FOLK, R. L. 1954, J. Geol., p 345

Dunham (1962): Es la clasificación por excelencia más ampliamente utilizada. Primordialmente es una clasificación textural basada en la proporción de lodo calcáreo y el armazón de la roca. La naturaleza de los granos o material del armazón forma parte de la clasificación. El principal argumento usado por Dunham se refiere a si la fábrica es representada por

Contenido 367

matriz o es clasto soportada, a continuación los cuadros de clasificación propuestos por Dunham (1962): Tabla 36. Clasificación textural de calizas según Dunham. Imagen tomada de: DUNHAM, R. J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In W. E. Ham (ed), Classification o carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologist Memoir 1, Tulsa, Okla., p. 63.

Tabla 37. Clasificación textural de calizas según Dunham. Imagen tomada de: DUNHAM, R. J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In W. E. Ham (ed), Classification o carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologist Memoir 1, Tulsa, Okla., p. 63.

33.7 BIBLIOGRAFÍA

FOLK, R. (1954): J. Geol., pp. 344-359.


BOKMAN, J. (1955): Sandstone classification-relation to composition and texture: Jour. Sed. Petrology, 25, N° 3, pp. 201-206.

DUNHAM, R. (1962): Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In W. E. Ham, Classification o carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologist Memoir 1, Tulsa, Okla., pp. 108-21.

PETTIJOHN, F., et al. (1972): Sand and sandstone. Springer-Verlag, New York. 16, pp. 618.

FOLK, R. (1980): Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Company. p.182.

PETTIJOHN, F., et al. (1984): Lithologic and enviromental atlas of Berea Sandstone, pp.158.

FISCHER, A. y BOTTJER, J. (1991): Orbital forcing and sedimentary sequences. Journal of Sedimentary petrology 61: 1063-9.

NICHOLS, G. (2009): Sedimentology and stratigraphy. Willey Blackwell. Oxford, pp 432.

Contenido 369

34. CLASIFICACIÓN DE ROCAS ÍGNEAS

Freddy Tovar Vergara (143062)

José Eduardo Pulido Mancera (143047)

34.1 INTRODUCCIÓN

Aproximadamente un 80% de la corteza terrestre está compuesto por rocas formadas a

partir de la cristalización de masas de rocas fundidas, entre 700 y 1200 ° C, y que es

conocido con el nombre de magma. Los magmas son esencialmente un conjunto de

silicatos fundidos y pequeñas cantidades de agua disuelta y otros componentes volátiles,

tales como cloro, boro, flúor y azufre. Las rocas producidas por el enfriamiento o

cristalización de estos magmas se conocen como rocas ígneas. Estas rocas están

compuestas principalmente por cantidades variables de minerales silicatados,

principalmente cuarzo, feldespatos, anfíboles, piroxenos y micas. Las rocas de origen

ígneo formadas dentro de la corteza terrestre se denominan rocas plutónicas o intrusivas.

Los geólogos creen que los magmas se originan a considerables profundidades bajo la

superficie de la Tierra y migran hacia niveles superiores a través de planos de debilidad y

fisuras dentro de la corteza terrestre.

Las más antiguas tienen al menos 3.960 millones de años, mientras que las más jóvenes

apenas se están formando en estos momentos. El granito es la roca ígnea más corriente,

aunque existen más de 600 tipos. Hay dos tipos de rocas ígneas que se distinguen

porque en un caso el magma alcanza la superficie terrestre antes de enfriarse y

endurecerse, y en el otro no. Como regla general, cada roca está formada principalmente

por 2 ó 3 minerales, denominados minerales esenciales. La naturaleza de los minerales

silicatados formadores de rocas ígneas depende de las condiciones de la diferenciacion

del magma a partir del cual cristalizan.


Las rocas ígneas se forman cuando el magma (roca fundida) se enfría y se solidifica. Si

el enfriamiento se produce lentamente bajo la superficie se forman rocas con cristales

grandes denominadas rocas plutónicas o intrusivas, mientras que si el enfriamiento se

produce rápidamente sobre la superficie, por ejemplo, tras una erupción volcánica, se

forman rocas con cristales invisibles conocidas como rocas volcánicas o extrusivas. La

mayor parte de los 700 tipos de rocas ígneas que se han descrito se han formado bajo la

superficie de la corteza terrestre. Ejemplos de rocas ígneas son: la diorita, la riolita, el

pórfido, el gabro, el basalto y el granito.

Las rocas ígneas forman la mayor parte de la corteza terrestre. De hecho, con la

excepción del núcleo exterior líquido, la porción sólida restante de nuestro planeta es

básicamente una enorme roca ígnea parcialmente cubierta por una delgada capa de

rocas sedimentarias. Por consiguiente, para comprender la estructura, composición y

funcionamiento interno de nuestro planeta, es esencial un conocimiento básico de las

rocas ígneas.

34.2 TIPOS DE ROCAS

34.2.1 LAS INTRUSIVAS O PLUTÓNICAS.

Se forman a partir de magma solidificado en grandes masas en el interior de la corteza

terrestre. El magma, rodeado de rocas preexistentes (conocidas como rocas caja), se

enfría lentamente, lo que permite que los minerales formen cristales grandes, visibles a

simple vista, por lo que son rocas de "grano grueso‖. Tal es el caso del granito o el

pórfido.

Las intrusiones magmáticas a partir de las cuales se forman las ricas plutónicas se

denominan plutones, como por ejemplo los batolitos, los lacolitos, los sills y los diques.

Las rocas plutónicas solo son visibles cuando la corteza asciende y la erosión elimina las

rocas que cubren la intrusión. Cuando la masa de rocas queda expuesta se denomina

afloramiento. El corazón de las principales cordilleras está formado por rocas plutónicas

que cuando afloran, pueden recubrir enormes áreas de la superficie terrestre.

Contenido 371

34.2.2 LAS EXTRUSIVAS O VOLCÁNICAS.

Se forman por la solidificación del magma (lava) en la superficie de la corteza terrestre,

usualmente tras una erupción volcánica. Dado que el enfriamiento es mucho más rápido

que en el caso de las rocas intrusivas, los iones de los minerales no pueden organizarse

en cristales grandes, por lo que las rocas volcánicas son de grano fino (cristales invisibles

a ojo desnudo), como el basalto, o completamente amorfas (una textura similar al vidrio),

como la obsidiana. En muchas rocas volcánicas se pueden observar los huecos dejados

por las burbujas de gas que escapan durante la solidificación del magma. El volumen de

rocas extrusivas arrojadas por los volcanes anualmente depende del tipo de actividad

tectónica.

34.2.3 ROCAS FILONIANAS.

Se llaman así por presentarse en filones atravesando otras rocas. Tienen su origen en el

interior de la corteza terrestre, generalmente por consolidación de magmas que

ascienden a través de grietas o fisuras, dentro de las cuales se encuentran confinadas

parcialmente, y donde se produce una velocidad de cristalización relativamente alta y una

presión más bien baja. A través de las fracturas rocosas, las rocas filonianas forman

intrusiones tabulares. Estas intrusiones pueden ser de dos tipos: diques y filones.

Los diques se forman cuando las intrusiones se sitúan cortando oblicuamente a las rocas

encajantes (que les rodean), es decir, es un filón estéril que aflora y construye un muro

en medio de otras formaciones rocosas. El tamaño de los diques es muy variable, lo

mismo pueden tener espesores de escasos centímetros, como decenas de metros.

Por su parte, los filones, también llamados sills, son formaciones originadas por

acumulación de los minerales en grietas o fisuras de las rocas encajantes, pero situados

paralelamente a ellas (por esa razón se llaman concordantes); se suelen forman tras el

enfriamiento de una solución hidrotermal que ascendió por las grietas durante un proceso

geológico de metamorfismo. Al igual que los diques, los filones pueden tener espesores

variables entre centímetros y decenas de metros.


34.3 PRINCIPALES ROCAS ÍGNEAS

34.3.1 GRANITO.

El granito, también conocido como piedra berroqueña es una roca ígnea plutónica

constituida esencialmente por cuarzo, feldespato y mica. Mientras el término según los

estándares de Unión Internacional de Ciencias Geológicas refiere una composición

estricta, el término granito es a menudo usado dentro y fuera de la geología en un

sentido más amplio incluyendo a rocas como tonalitas y sienitas de cuarzo. Para el uso

amplio de granito algunos científicos han adoptado el término granitoide.

Los granitoides son las rocas más abundantes de la corteza continental superior. Los

granitoides cubren el 4,5 % de la corteza terrestre y el 15 % de los continentes. Los

granitoides se producen al solidificarse lentamente magma con alto contenido en sílice en

profundidades a alta presión.6 Magma de composición granítica que sale a la superficie

forma riolita, el equivalente volcánico del granito.

Contenido 373

Ilustración 223. Observación de granito en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de: http://www.slideshare.net/Lau-kaisha/gua-de-rocas.

34.3.2 RIOLITA

La riolita es una roca ígnea extrusiva, volcánica félsica, de color gris a rojizo con una

textura de granos finos o a veces también vidrio y una composición química muy

parecida a la del granito. A la riolita se le considera el equivalente volcánico del granito, lo

que se agrega a otras evidencias que demuestran que el granito se origina a partir de

magma tal como lo hace la riolita, solo que a mayor presión.

La textura afanítica de la riolita hace que se vea muy diferente al granito a pesar de sus

similitudes. Su textura se debe al corto periodo de cristalización1 lo que obstaculiza la

formación de grandes fenocristales y favorece la formación de vidrio. Los fenocristales

que se pueden encontrar en una riolita incluyen cuarzo, feldespato potásico, oligoclasa,

biotita, anfíbol y piroxeno.

http://www.slideshare.net/Lau-kaisha/gua-de-rocas


Son en general rocas leucocraticas, de grano fino, masivas, con presencia de texturas

porfiriticas, ocasionalmente presentan amigdulas y vesículas, por lo general la matriz es

de composición mas acida que los fenocristales. Asociado a zonas de vulcanismo

orogénico y a otros tipos de lavas.

Ilustración 224. Observación de Riolita en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de: http://www.slideshare.net/Lau-kaisha/gua-de-rocas.

34.3.3 BASALTO

El basalto es una roca ígnea volcánica de color oscuro, de composición máfica —rica en

silicatos de magnesio y hierro y bajo contenido en sílice—, que constituye una de las

rocas más abundantes en la corteza terrestre. También se encuentra en las superficies

de la Luna y de Marte, así como en algunos meteoritos. Los basaltos suelen tener una

textura porfídica, con fenocristales de olivino, augita, plagioclasa y una matriz cristalina


Contenido 375

fina. En ocasiones puede presentarse en forma de vidrio, denominado sideromelano, con

muy pocos cristales o sin ellos.

El basalto es la roca volcánica más común y supera en cuanto a superficie cubierta de la

Tierra a cualquier otra roca ígnea, incluso juntas: forma la mayor parte de los fondos

oceánicos. También hay grandes extensiones de basalto llamadas traps sobre los

continentes. Islas oceánicas y arcos volcánicos continentales e insulares son otros

lugares donde se puede hallar basalto.

Ilustración 225. Observación de Basalto en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de: http://www.slideshare.net/Lau-kaisha/gua-de-rocas.



34.3.4 SIENITA

La sienita es una roca plutónica caracterizada por la abundancia de feldespato alcalino,

con cantidades subordinadas de plagioclasa, clinopiroxeno, biotita y anfíbol. Puede

contener porcentajes menores de cuarzo o nefelina, y en algunos casos olivino ferroso

(fayalita), que no es incompatible con cuarzo. Por lo general es una roca de tendencia

leucocrática, con índices de color por debajo de 35, que forma parte de series

moderadamente alcalinas. En el esquema de clasificación que se puede ver a la

izquierda, se han destacado también los campos cuarzo-sieníticos, sieníticos con

feldespatoides y equivalentes sieníticos de feldespato alcalino.

Ilustración 226. Observación de Sienita en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de: http://www.slideshare.net/Lau-kaisha/gua-de-rocas.


Contenido 377

34.3.5 GABRO

El gabro es una roca plutónica oscura (con índice de color en el rango 35-65%)

compuesta esencialmente de plagioclasa cálcica (Anortita > 50), clinopiroxeno y/o

ortopiroxeno, y óxidos de Fe (opacos). Además, tanto el olivino magnésico (rico en

molécula de forsterita) como el cuarzo (en baja proporción) pueden estar presentes. El

término general de gabro puede precisarse más utilizando el diagrama de clasificación de

rocas gabroideas, que tiene en cuenta las proporciones relativas de las fases máficas

principales (olivino, ortopiroxeno, clinopiroxeno y hornblenda), así un gabro en sentido

estricto tiene como máfico principal el clinopiroxeno, en la norita el máfico principal es

ortopiroxeno, mientras que la gabronorita contiene los dos piroxenos. En el esquema de

clasificación de la izquierda se han resaltado también los campos de cuarzo-gabros y

gabros con feldespatoides (también compartidos por los términos equivalentes dioríticos

y anortosíticos).

Ilustración 227. Observación de Gabro en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de: http://www.slideshare.net/Lau-kaisha/gua-de-rocas.



34.3.6 DIORITA

La diorita es una roca plutónica compuesta principalmente por plagioclasa sódica

(contenido de molécula de anortita por debajo de 50%), hornblenda y biotita. Otros

minerales que se encuentran en menor proporción, son el cuarzo y los piroxenos. Suelen

ser rocas relativamente oscuras, con índices de color en el rango 25-50%. Se

diferencian, a nivel de clasificación, de los gabros, por la composición de la plagioclasa

(en el gabro ésta posee An > 50) y en general un menor contenido en minerales máficos.

En el esquema de clasificación de la izquierda se han resaltado también los campos de

cuarzo-dioritas y dioritas con feldespatoides (también compartidos por los términos

equivalentes gabroideos y anortosíticos).

Ilustración 228. Observación de Diorita en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de: http://www.slideshare.net/Lau-kaisha/gua-de-rocas.


Contenido 379

34.3.7 GRANODIORITA

La granodiorita es una roca plutónica compuesta principalmente por cuarzo, plagioclasa

(normalmente oligoclasa o andesina), feldespato potásico en un porcentaje subordinado

a la plagioclasa y como máficos más frecuentes biotita y anfíbol. El índice de color de

esta roca (5-25 %) suele ser ligeramente superior al del monzogranito.

Ilustración 229. Observación de Granodiorita en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de: http://www.slideshare.net/Lau-kaisha/gua-de-rocas.



34.3.8 DACITA

La dacita es una roca volcánica que puede ser muy similar a la riolita en muestra de

mano. El término riodacita se emplea de hecho a veces para indicar una roca cuya

composición a-priori podría ser la de cualquiera de las dos. La dacita está compuesta por

fenocristales principalmente de cuarzo y plagioclasa sódica, englobados en una matriz

vítrea o microcristalina. Es frecuente la presencia de fenocristales de minerales máficos

como la biotita, el anfíbol o, menos frecuentemente, el piroxeno. Sus equivalentes

plutónicos son la granodiorita y la tonalita.

Ilustración 230. Observación de granito en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de: http://www.slideshare.net/Lau-kaisha/gua-de-rocas.


Contenido 381

34.3.9 ANDESITA

La andesita es una roca volcánica caracterizada normalmente por una textura

hipocristalina con abundantes fenocristales de plagioclasa entre los félsicos y anfíbol,

biotita o piroxenos entre los máficos. Aunque modalmente el QAPF proyecta andesitas y

basaltos en el mismo campo composicional, el índice de color (mayor de 35

habitualmente en los basaltos) y la presencia de vidrio abundante (no muy habitual en

basaltos), permite diferenciar ambos tipos litológicos en muestra de mano.

Ilustración 231. Observación de Andesita en afloramiento, muestra de mano y en microscopio. Tomado de: http://www.slideshare.net/Lau-kaisha/gua-de-rocas.



34.4 CARACTERIZACIÓN TEXTURAL

El efecto del enfriamiento sobre las texturas de las rocas es bastante directo. El

enfriamiento lento promueve crecimiento de grandes cristales, mientras que el

enfriamiento rápido tiende a generar cristales más pequeños. Consideramos los otros

dos factores que afectan al crecimiento del cristal conforme examinemos los principales

tipos de textura.

Indica la fracción cristalina de una roca a ojo desnudo (sin lupa), podemos saber las

condiciones físico-químicas de la cristalización (como velocidad de enfriamiento, presión,

etc.). Con relación a este parámetro las texturas de las rocas ígneas se clasifican en:

34.4.1 FANERÍTICAS (DE GRANO GRUESO)

Cuando grandes masas de magmas se solidifican lentamente bastante por debajo de la

superficie, forma las rocas ígneas que muestran una estructura de grano grueso

denominada fanerítica. Estas rocas de grano grueso consisten en una masa de cristales

intercrecidos que aproximadamente del mismo tamaño y lo suficientemente grandes

como para que los minerales individuales puedan identificarse sin la ayuda de un

microscopio (los geólogos suelen utilizar una lupa que les ayuda a identificar a los

minerales de grano grueso). Dado que las rocas faneríticas se forma en el interior de la

corteza terrestre, su afloramiento en la superficie de la tierra solo ocurre después de que

la erosión elimina el recubrimiento de rocas que una vez rodearon la cámara magmática

34.4.2 AFANÍTICAS (DE GRANO FINO)

Las rocas ígneas, que se forman en la superficie o como masa pequeñas dentro de la

corteza superior donde el enfriamiento es relativamente rápido, posee una estructura de

grano muy fino, denominada afaníticas (a= no; phaner= visible). Por definición, los

cristales que constituyen las rocas afaníticas son demasiados pequeños para que los

minerales individuales se distingan a simple vista. Dado que la identificación del mineral

no es posible, normalmente caracterizamos las rocas de grano fino por su color claro,

intermedio u oscuro. Utilizando esta clasificación, las rocas afaníticas de color claro son

Contenido 383

las que contienen fundamentalmente silicatos no ferromagnesimos y de color claro, y asi

sucesivamente.

En muchas rocas afaníticas se pueden observar los huecos dejados por las burbujas de

gas que escapan conforme se solidifica el magma. Esas aberturas esféricas o alargadas

se denominan vesículas y son abundantes en la parte superior de las coladas de lava. Es

en la zona superior de una colada de lava donde el enfriamiento se produce lo bastante

deprisa como par (congelar) la lava, conservando asi las aberturas producidas por las

burbujas de gas en expansión.

34.4.3 PORFÍDICAS.

Una gran masa de magma localizada profundamente puede necesitar de decenas a

centenares de miles de años para solidificar. Dado que los diferentes minerales

cristalizan a temperaturas diferentes (así como a velocidades diferentes). Es posible que

algunos cristales se hagan bastante grandes mientras que otros estén empezando a

formarse.

Si el magma que contiene algunos cristales grandes cambia de condiciones (por ejemplo

saliendo a la superficie). La porción liquida restante de la lava se enfriara relativamente

rápido. Se dice que la roca resultante, que tiene grandes cristales incrustados en una

matriz de cristales más pequeños tiene una textura porfídica.

Los grandes cristales que hay en una roca de este tipo se denominan fenocristales,

mientras que la matriz de los cristales más pequeños se denomina pasta. Una roca con

una textura de ese tipo se conoce como pórfido.

34.4.4 VÍTREA.

Durante algunas erupciones volcánicas la roca fundida es expulsada hacia la atmosfera

donde se enfría rápidamente. Este enfriamiento rápido puede generar rocas que tienen

una textura vítrea. El vidrio se produce cuando los iones desordenados se congelan

antes de poder unirse a una estructura cristalina ordenada. La obsidiana un tipo común

de vidrio natural, es de aspecto similar a una pisca oscura de vidrio corriente o

manofacturado.


34.4.5 PIROCLÁSTICA.

Algunas rocas ígneas se forman por la consolidación de fragmentos de rocas individuales

que son emitidos durante erupciones volcánicas violentas. Las partículas expulsadas

pueden ser cenizas muy finas, gotas fundidas o grandes bloques angulares arrancados

de las paredes de la chimenea volcánica durante la erupción. Las rocas ígneas formadas

por estos de rocas se dice que tiene una textura piroclásticas o fragmental. Un tipo

común de roca piroclastica denominada toba soldada está compuesta por finos

fragmentos de vidrios que permanecieron lo suficientemente calientes durante su vuelo

como para fundirse juntos tras es el impacto.

34.4.6 PEGMATÍTICA.

Bajo condiciones especiales pueden formarse rocas ígneas de grano especialmente

gruesas, denominadas pegmatitas. Estas rocas que están compuestas por cristales

interconectados todos mayores de un centímetro de diámetro se dice que tiene una

textura permatítica. La mayoría de las pegmatitas se encuentran alrededor de los

márgenes de las rocas plutónicas como pequeñas masas o venas delgadas que

comúnmente se extienden huésped adyacente. Las pegmatitas se forman en las últimas

etapas de la cristalización, como el agua y oros volátiles como el cloro, el flúor y el

azufre, forman un porcentaje inusualmente elevado al fundido. Dado que la migración

iónica aumenta en estos ambientes ricos, los cristales que se forman son anormalmente

grandes. Por tanto los grandes cristales de las pegmatitas no son consecuencia de

historias de enfriamiento excesivamente largas, sino que son consecuencias del

ambiente rico en líquido en el que tiene lugar la cristalización. La composición de la gran

parte de las pegmatitas es parecida a la del granito. Por tanto, las pegmatitas contienen

cristales grandes de cuarzo, feldespato y moscovita. Sin embrago algunos contienen

cantidades significativas de minerales comparativamente raros y, por tanto valiosos.

34.5 COMPOSICIÓN ÍGNEA

Las rocas ígneas plutónicas son por definición holocristalinas, esto es, sus componentes

son todos minerales (no existe vidrio) que generalmente pueden observarse visualmente

sin ayuda del microscopio (faneríticas). Las texturas presentes son muy variadas, desde

tamaño de grano muy grueso (>30 mm), grueso (5-30 mm), medio (1-5 mm) a fino (<0.1-

1 mm), y de equigranulares (los cristales de los distintos minerales son aproximadamente

de mismo tamaño de grano) a fuertemente inequigranulares (e.g. porfídicas), etc.

Contenido 385

Las rocas ígneas volcánicas pueden ser holocristalinas (100% de cristales), holohialinas

(100% de vidrio) o hipohialinas (mezcla de cristales y vidrio). Cuando presentan cristales,

suelen ser rocas con texturas porfídicas, pudiendo observarse los fenocristales con

tamaños y formas variadas inmersos en la matriz de grano fino a muy fino (o afanítica:

microcristalina si se pueden distinguir cristales con el microscopio o criptocristalina si no

es así).

La clasificación petrográfica de las rocas volcánicas se basa igualmente en las

proporciones relativas de los minerales más abundantes. Sin embargo, el hecho de

presentar matriz cripto- o microcristalina y/o vidrio dificulta su clasificación petrográfica,

por lo que más frecuentemente que en las rocas plutónicas se utilizan clasificaciones de

tipo químico. En cualquier caso, los criterios son los mismos, estableciéndose grandes

grupos equivalentes composicionalmente a los definidos en las rocas plutónicas.

34.5.1 ÁCIDAS.

Rocas (intrusivas) compuestas por minerales de colores claros, ricos en sílicio y/o sin Fe-

Mg (denominados leucocráticos o félsicos), como cuarzo, feldespato potásico y

plagioclasas más bien sódicas. Los tipos más comunes son el granito, la granodiorita, y

la tonalita. Estas rocas se caracterizan pues por presentar colores claros, en general en

tonos de grises, pudiendo distinguirse el cuarzo y los feldespatos como minerales

fundamentales. Otros minerales presentes en cantidades variables, pero siempre

subordinadas respecto de los anteriores, son moscovita, biotita, anfíbol, óxidos

(magnetita, ilmenita), apatito, zircón.

Son rocas (extrusivas) constituidas por minerales claros, leucocratos (cuarzo,

feldespatos), que en el caso de ser una roca no holohialina suelen presentarse como

fenocristales. Los tipos más comunes son las riolitas y dacitas. El color de estas rocas

puede o no ser claro, ya que la matriz puede imprimirles un color más o menos oscuro.

34.5.2 INTERMEDIOS

Rocas que contienen menos del 10% de cuarzo, junto o con una, plagioclasa

(Feldespato) dentro del intervalo andesina - oligoclasa, o con un feldespato alcalino, o

bien ambos feldespatos. Pueden o no existir feldespatoides. Cuando hay plagioclasas el

grupo queda definido, pero cuando sólo hay feldespatos alcalinos es mucho más difícil

establecer el límite entre intermedias y básicas (cf. Roca ácida; rocas básicas). (Como

rocas intermedias clásicas, Sienita alcalina; Andesita; Diorita; Lamprófido; Monzonitas;

Sienita; Traquita.)


34.5.3 BÁSICOS

Rocas (intrusivas) compuestas por minerales de colores oscuros, en general pobres en

silicio y ricos en Fe-Mg (denominados melanocratos, máficos o ferromagnesianos), como

biotita, anfíboles, piroxenos, olivino y oxídos de Fe-Ti. El tipo más común es el gabro.

Estas rocas se caracterizan por ser de colores oscuros, en general negras o en tonos de

verde, no soliendo presentar cuarzo en abundancia (a veces ni siquiera existe) ni

feldespato potásico. El único mineral de color claro que puede distinguirse es la

plagioclasa, que será de composición cálcica.

Son rocas (extrusivas) constituidas por minerales oscuros máficos (olivino, piroxenos,

anfíboles) y plagioclasas cálcicas. Estos minerales suelen encontrarse como

fenocristales. La matriz suele ser de color oscuro debido a la presencia de abundantes

microcristales de óxidos. Los tipos más abundantes son basaltos y andesitas.

34.5.4 ULTRABÁSICOS

Rocas compuestas exclusivamente por minerales feromagnesianos (olivino y piroxenos

esencialmente), muy oscuras. El tipo más común es la peridotita. Son rocas muy

oscuras, negras o verdosas, no presentando minerales claros excepto pequeñas

cantidades de plagioclasa cálcica. Este tipo de rocas suelen presentarse en la naturaleza

relativamente transformadas. Los minerales primarios (olivino y piroxenos) se alteran a

minerales de tipo serpentina (filosilicatos hidratados) durante procesos que afectan a la

roca una vez formada, transformándola en una roca metamórfica (serpentinitas).

Contenido 387

Tabla 38. Clasificación composicional de las rocas ígneas y sus minerales característicos. Tomado de: http://www.pdv.com/lexico/museo/rocas/introduccion.htm.

http://www.pdv.com/lexico/museo/rocas/introduccion.htm


34.6 OBSERVACIONES Y CARACTERÍSTICAS RELEVANTES

Se hace referencia acerca de las características más importantes de los minerales, tales

como zonaciones, habito, agregados, inclusiones, etc. En las observaciones se indican

los aspectos más relevantes indicando posibles procesos de formación y alteración de la

roca. Se refiere a la proporción en volumen de minerales félsicos (claros) y maficos

(oscuros) presente en las rocas. Se debe tener en cuenta la diferencia entre una roca de

color oscuro (p. ej. obsidiana) y una roca con índice de color alto (p. ej. dunita).

El IC se define como el porcentaje en volumen de minerales oscuros (máficos junto con

opacos) presentes en una roca. Según este concepto las rocas ígneas se pueden dividir

de la siguiente manera:

•Rocas Hololeucacráticas IC 0-10

•Rocas Leucocráticas IC 10-35

•Rocas Mesocráticas IC 35-65

•Rocas Melanocráticas IC 65-90

•Rocas Hipermelánicas IC 90-100

Ilustración 232. Cuadros de Determinación Porcentual de los Minerales Presentes en una Roca Tomado de: http://www.pdv.com/lexico/museo/rocas/introduccion.htm.


Contenido 389

Tabla 39. Clasificación granulométrica de piroclastos unimodales y bien calibrados (schmid, 1981). Tomado de https://petroignea.wordpress.com/tiposrocosos/clasificacion/rocas-piroclasticas/

34.7 CLAVES EN CAMPO

Granito:

Faneritica

>25% cuarzo, ~65% feld, constituyentes menores (<10%): mosc + silicatos

oscuros (anfib, biot).

Pueden tener textura porfidica.

Muy abundante y suelen ser productos secundarios de la formacion de montanas.

Termino granito abarca rocas que tienen un espectro de composiciones amplio.

Riolita:

Equivalente extrusivo del granito

Compuesta por silicatos claros

Puede contener fragmentos de vidrio y vesiculas – indican un rapido enfriamiento

Textura afanitica

Menos comun y voluminoso que el granito

Obsidiana

https://petroignea.wordpress.com/tiposrocosos/clasificacion/rocas-piroclasticas/


Color oscuro (negro o marron)

Textura vitrea y fractura concoidal

Formada cuando lava rica en SiO2 se enfria rapidamente

Pumita

Volcanica

Textura vitrea

Masa gris y porosa (por el escape de gases)

Puede flotar en agua

Andesita

Color gris medio, grano fino y origen volcanico

Textura afanitica y frecuentemente textura porfidica

A menudo parece riolita, pero la riolita tiene ~25% cuarzo

Diorita

Equivalente plutonico de la andesita

Grano grueso

Compuesta fundamentalmente de plag ricas en Na y anfib – sal y pimienta

Basalto

Origen volcanico

Textura afanitica – color verde oscuro a negro

Compuesta fundamentalmente de pirox y plag ricas en Ca

Puede tener textura porfidica

Roca ignea extrusiva mas comun

Gabro

Equivalente intrusivo del basalto

Textura faneritica que consite de pirox y plag ricas en Ca

Forman un % significativo de la corteza oceanica

Rocas Piroclasticas

Compuestas de fragmentos expulsados durante una erupcion volcanica

Contenido 391

Variedades (nombres no indican composición):

Toba = fragmentos de tamano de cenizas, se denomina toba

soldada cuando las cenizas permanecieron lo suficientemente

calientes como para fundirse.

Brecha volcánica = partículas más grandes que la ceniza.

34.8 ASOCIACIÓN DE ROCAS CON CUERPOS ÍGNEOS DE LA ZONA

Para las zonas de trabajo de campo, se pueden diferenciar diferentes cuerpos intrusivos

con diferentes rocas ígneas. Estos cuerpos ígneos aflorantes con su respectiva

clasificación son:

MONZODIORITA DE LAS MINAS

o Clasificación: Monzodiorita, diorita, tonalita

o Color: Gris verdoso con tonalidades rosadas

o Textura inequigranular, hacia los bordes, texturas granular porfirítica, en la

parte central es fanerítico, de grano medio, con abundantes autolitos de

grano medio - fino.

o Composición: Minerales principales: Qz (< 20%) Plag (59 – 78%) Fel K (8 -

20%)

GRANITO - GRANOFELS DE EL RECREO

o Rocas rosadas-blancas moteadas:

o Monzogranitos, granitos de Feld K, sienogranitos, granulitas

charnoquiticas

o Granofels: Feld K, Qz, Plg, Bi, ±Gr,±Hn

MONZODIORITA DE EL ASTILLERO

o Clasificación: Monzodiorita, diorita, tonalita

o Color: Gris verdoso con tonalidades rosadas y blanco moteado con negro


o Textura fanerítica, holocristalina de grano fino a medio, esporádicamente

textura porfirítica.

o Minerales Accesorios: Bt + Hb (4 – 6 %) Apatitos, circón y opacos.

Minerales de alteración: Opacos muy Cloritizados y Epidotizados,

desarrollo de Saussurita de tonalidades verdosas. Diques y venas de Qz y

Feldespato K

CUARZOMONZODIORITA DE TERUEL

o Composición: Qz (30%), Fk en menor proporción que Pl, Hbl y bt.

o Clasificación: Cuarzomonzonita a cuarzomonzodiorita

GRANITO DE GARZÓN

o Color: Blanco con rosadoTextura: Fanerítica e inequigranular grano F-Gr

o Composición: (Qz,Plg,Ort) (Bt,Hbl,Pxn)

o Clasificación: Serie Granito-Cuarzomonzodiorita-Monzodiorita.

CUARZOMONZODIORITA SOMBRERILLOS

o Color: Gris y rosado.

o Contenido de los minerales → diversidad composicional Qz: 3,4% y

28,9%, Pl:12,2% y 57%Fk:1,8% y 62% Máficos Hbl y bt.

o Monzogranito de Altamira

o Color: Blanco con rosado a gris, y moteada de negro

o Textura: Fanerítica de grano med a Gr, equigranular

o Composición: (Qz,Plg,FK)(Bt,Hbl) (Zn,Ti,Apt) Clasificación: Monzogranito

Hornbléndico-Granito

MONZOGRANITO DE ALGECIRAS

o Clasificación: Monzogranito a Granodiorita

o Color: Gris con tonalidades rosadas.

o Textura fanerítica Equigranular con tamaño de grano medio a grueso,

holocristalina.

o Composición: Minerales principales: Qz (20 – 40%) Plag (30 – 45%) Fel K

(20 - 40%)

o Minerales Accesorios: Bt (2 – 10%) del total de la roca Hb, Circones,

Esfena y opacos Minerales de Alteración: Clorita, Sericita, Epidota.

Contenido 393

BATOLITO DE IBAGUÉ

o Clasificación: Tonalita a Monzogranito Y Cuarzomonzodiorita

o Color: Blanco – grisáceo, con moteado negro

o Textura fanerítica granular: grano fino a medio, esporádicamente grueso.

o Textura pertítica, intercrecimiento gráfico, mirmequitico

o Composición: Minerales principales: Qz (10 – 25%) Plag (50 – 80%) Fel K

(5- 40%)

o Accesorios: Bt - Hb (5 – 10%) del total de la roca Circones, Esfena, Rutilo,

Piroxeno(Augita) Minerales de Alteración: Clorita, Sericita, Epidota, Caolín,

Saussurita, Hematita, Calcita Presencia de Xenolitos de mármol (Complejo

Aleluya) paralela a la Falla de La Plata

Estos cuerpos intrusivos son guías para las posibles rocas intrusivas que se pueden ver

en las zonas de campo, es importante aclarar que muchas de las diferenciaciones que se

pueden hacer para estos intrusivos se han hecho a partir de análisis geoquímicos y

petrográficos. Lo cual hace que su identificación y diferenciación sean difíciles de percibir

durante el trabajo macroscópico de campo.

34.9 TABLAS DE CLASIFICACIÓN.

Tabla 40. Clasificación de Rocas Ígneas según el contenido de cristales. Tomado de: http://www.rena.edu.ve/cuartaEtapa/cienciasTierra/Tema5.html.

http://www.rena.edu.ve/cuartaEtapa/cienciasTierra/Tema5.html


Ilustración 233. Serie de cristalización de Bowen. Tomado de: http://slideplayer.es/slide/2353002/.

http://slideplayer.es/slide/2353002/

Contenido 395

Tabla 41. Clasificación de Rocas Ígneas según Minerales, Color y Textura Tomado de: http://slideplayer.es/slide/2353002/.

http://slideplayer.es/slide/2353002/


Ilustración 234. Cuadro de clasificación por medio de Minerales Predominantes. Tomado de: ccnn2esovillavicar.wordpress.com/2012/02/06/imagenes-de-rocas.

Contenido 397

Tabla 42. Clasificación de Rocas Ígneas según. Tomado de: http://www.monografias.com/trabajos68/clasificacion-rocas/image009.jpg.

http://www.monografias.com/trabajos68/clasificacion-rocas/image009.jpg


Ilustración 235. Triángulos de Clasificación de Rocas Ígneas Intrusivas. Tomado de: explorock.wordpress.com.

Contenido 399

Tabla 43. Clasificación de rocas Ígneas según Color y Textura. Tomado de: http://e-ducativa.catedu.es/.

http://e-ducativa.catedu.es/

http://e-ducativa.catedu.es/


Tabla 44. Tabla Para la Determinación Macroscópica de las Rocas Comunes. Tomado de: http://www.pdv.com/lexico/museo/rocas/clasificacion.htm.

http://www.pdv.com/lexico/museo/rocas/clasificacion.htm

Contenido 401

Ilustración 236. Cuadro de Rocas Ígneas por Textura Tomado de: ccnn2esovillavicar.wordpress.com/2012/02/06/imagenes-de-rocas.


Tabla 45. Clasificación Textural de Rocas Piroclasticas.

34.10 BIBLIOGRAFÍA

APUNTES GEOLOGIA GENERAL . Las rocas ígneas, la secuencia magmática .

[Fecha de consulta: 23 abril 2015]. Disponible

en:http://www.geovirtual2.cl/geologiageneral/ggcap04f.html

ATLAS DE ROCAS IGNEAS. Departamento de Petrologia y Geoquimica de la

Universidad de Madird. [Fecha de consulta: 23 abril 2015]. Disponible en:

https://petroignea.wordpress.com/tiposrocosos/afloramientos-en-rocas-

plutonicas/diorita/

CAPÍTULO 2: CLASIFICACIÓN Y NOMENCLATURA DE LAS ROCAS ÍGNEAS.

Introduccion. [Fecha de consulta: 23 abril 2015]. Disponible en:

http://www.insugeo.org.ar/libros/misc_18/02.htm

MUSEO GEOLOGICO VIRTUAL DE VENEZUELA. Rocas de Venezuela. [Fecha

de consulta: 23 abril 2015]. Disponible en:


Contenido 403

GLOSARIO. Rocas intermedias. [Fecha de consulta: 23 abril 2015]. Disponible

en: http://glosarios.servidor-alicante.com/geologia/rocas-intermedias

PETROLOGIA DE ROCAS IGNEAS. [Fecha de consulta: 23 abril 2015].

Disponible en:

http://www.ugr.es/~agcasco/msecgeol/secciones/petro/pet_mag.htm


Plancha 322 Santa María. Mapa Geológico de ColombiaPlancha 344 Tesalia.


2002.








Bogotá, 2002.

Figura 6. Diferentes contactos de la Formación Saldaña con diferentes

Formaciones del Valle Superior del Magdalena. Fuente:MARQUINEZ, C.,

MORALES A, C., CAICEDO A, J. Geología de la Plancha 344 Tesalia. Escala

1:100000. Servicio Geológico Colombiano. Bogotá, 2002.







CAICEDO, J.C., NUÑEZ,A. Geología de la Plancha 345 Campoalegre. Escala


RODRÍGUEZ, G., RODRÍGUEZ, M., LEÓN, R. Contribución al conocimiento de la

Estratigrafía de las Rocas sedimentarias de Monte Frío.


(Jurásico Inferior, Valle Superior del Magdalena – Colombia). Geología

Colombiana No. 19. 1995.

35. CLASIFICACIÓN DE ROCAS METAMÓRFICAS

Tirso Augusto Ramirez Arevalo.

Jennifer Aldana Burgos.

35.1 RESUMEN

Este trabajo está dirigido a los estudiantes de Geología de la asignatura Campo VI

principalmente para aquellos cuya zona de campo tenga rocas metamórficas.

Las rocas metamórficas tienen una gran complejidad en su nomenclatura por la variedad

que presentan tanto porque se pueden generar de cualquier tipo de roca como porque un

mismo protolito puede formar diferentes tipos de roca dependiendo del tipo de

metamorfismo que las genera. Por lo anterior la Subcomisión de Rocas Metamórficas

(SCMR) propone una serie de parámetros para hacer de la nomenclatura de rocas

metamórficas algo sistemático. Como el uso de nombres específicos y compuestos

tienen alta difusión y son muy flexibles la SCMR da unos parámetros para seguirlos

usando dentro de sus recomendaciones por lo que no se trata de una propuesta nueva

de nomenclatura sino del establecimiento de reglas para clasificar las rocas

metamórficas. Dentro de las recomendaciones, por ejemplo, se deben usar como raíz

del nombre compuesto los nombres específicos (características específicas de la roca)

sobre los nombres sistemáticos (características texturales).

Por otro lado los calificadores que por lo general van después del nombre raíz también

deben seguir unos parámetros según su cantidad y su relevancia (minerales índice).

Palabras clave: Guía de campo, clasificación de rocas metamórficas, Subcomisión de

rocas metamórficas.

Contenido 405

35.2 OBJETIVO

Explicar los parámetros que propone la Subcomisión de rocas Metamórficas (SCMR)

para la clasificación de rocas metamórficas.

35.3 INTRODUCCIÓN

El metamorfismo ocurre en estado sólido principalmente, esto hace que la composición

química no cambie significativamente durante el proceso por lo que la composición de la

roca metamórfica no difiere en gran manera de su protolito.

Como resultado del metamorfismo se pueden generar dos procesos. El primero es el

origen de nuevas especies minerales que corresponden químicamente al protolito

(blástesis), el segundo es la nucleación y recristalización de las especies minerales ya

existentes.

A partir del estudio de las rocas metamórficas se buscan dos objetivos principales. El

primero es identificar el protolito y el segundo ver las condiciones (pricipalmente de P y T)

en las que se produjo el metamorfismo. Con respecto a la naturaleza del protolito se

debe tener en cuenta que aunque las especies de la roca metamórfica por lo general son

diferentes a las del protolito se presentan especies minerales asociadas (paragénesis)

que hacen más sencillo el reconocimiento del protolito. También en algunos casos

cuando el metamorfismo es de bajo grado se conservan texturas o estructuras relícticas.

Por otro lado para el reconocimiento de las condiciones de P y T se puede determinar a

partir de la paragénesis mineral que se presenta en la roca, por lo general se tienen en

cuenta las paragénesis de minerales neoformados o generados por el metamorfismo ya

que éstos representan condiciones de P y T en las que éstas especies son estables.

Las rocas metamórficas son muy importantes ya que pueden proporcionar información

sobre los mecanismos y dinámica evolutiva del interior terrestre.

Las rocas metamórficas son muy variables en cuanto a su mineralogía, estructura y

composición ya que se pueden originar a partir de cualquier tipo de roca y por otro lado

un solo protolito puede generar diferentes texturas y minerales dependiendo de las

condiciones en las que se produjo el metamorfismo. Esto ha hecho que la clasificación de

rocas metamórficas se convierta en una tarea difícil ya que por lo general no se usan

criterios sistemáticos en la nomenclatura por lo que una misma roca se puede nombrar

de muchas formas. En éste trabajo se explican las recomendaciones hechas por la IUGS

que establece de una manera sistemática la clasificación de rocas metamórficas.


35.4 CRITERIOS DE CLASIFICACIÓN PROPUESTOS POR LA SCMR

La clasificación sistemática de las rocas metamórficas es complicada ya que para este

objetivo hay que tener en cuenta un cierto número de parámetros. Las principales

características que se han usado para nombrar las rocas metamórficas son:

1. Mineralogía

2. Estructura

3. Naturaleza del protolito

4. Condiciones de formación (P y T)

5. Composición química

Estos parámetros son heterogéneos y en ocasiones muy especializados por lo que la

SCMR aconseja que sean los dos primeros los que se usen para la clasificación ya que

son características apreciables inmediatamente. Sin embargo los otros parámetros se

pueden usar para dar un contexto genético de la roca o cuando las características de la

roca estén relacionadas con este parámetro.

35.4.1 TERMINOLOGÍA USADA EN CARACTERÍSTICAS MINERALÓGICAS Y TEXTURALES.

Como se acotaba anteriormente la SCMR propone que los parámetros que se deben

usar para la clasificación de rocas metamórficas deben ser la mineralogía (paragénesis) y

la estructura (textura) para dicho objetivo se van a explicar las terminologías usadas ya

que serán importantes más adelante para explicar de manera sistemática la clasificación

de rocas metamórficas.

35.4.2 ESQUEMA DE NOMBRES COMPUESTOS

Se basa en un término principal que puede indicar la textura (e.g., esquisto o gneis),

mineralogía (e.g, anfibolita o mármol) o la naturaleza del protolito (e.g, metapelita,

ortogneis) y un término calificador que información adicional de tipo mineralógico y

estructural. La SCMR dice que esta clasificación se debe seguir usando ya que

proporciona una gran flexibilidad sin embargo como la misma roca se puede nombrar de

Contenido 407

diferentes manera la SCMR aconseja como se debe escoger el término base (se discutirá

más adelante).

35.4.3 NOMBRES ESPECÍFICOS

Son nombres que están basados en características específicas de la roca, principalmente

texturales y mineralógicas. Hay una gran variedad de nombres específicos, en este

sentido se organizarán de acuerdo a los principales grupos composicionales.

35.5 NOMBRES ESPECÍFICOS DE ACUERDO A LOS GRUPOS COMPOSICIONALES

35.5.1 ROCAS METAMÓRFICAS CUARZO- PELÍTICAS

Provienen de rocas sedimentarias arcillosas como pelitas, ortocuarcitas y cherts. Se

pueden diferenciar según el tipo de metamorfismo. En el metamorfismo regional se

encuentran pizarras, filitas, migmatitas y granulitas pelíticas; en el metamorfismo de

contacto se encuentran esquistos moteados y corneanas, por último cuando el protolito

está compuesto principalmente de micas se forman micacitas, también los cherts pueden

dar lugar a cuarcitas si el cuarzo está presente en más del 75% modal.

35.5.2 ROCAS METAMÓRFICAS CUARZO-FELDESPÁTICAS

Provienen de rocas sedimentarias cuarzo- feldespático como grawacas y arcosas o de

rocas ígneas félsicas intrusivas y extrusivas es decir granitoides y su correspondiente

volcánico. Como nombres específicos se pueden encontrar esquistos y gneises

feldespáticos, charnoquitas y mangeritas en metamorfismo regional. En este caso como

existen dos posibilidades en cuanto protolito se deben usar prefijos que indiquen su

origen ya sea sedimentario o ígneo (se explicará más abajo).


35.5.3 ROCAS METAMÓRFICAS CARBONÁTICAS

Provienen del metamorfismo de todas las rocas ricas en carbonatos, se destacan calizas,

dolomitas y margas. Nombres específicos para este tipo de rocas son mármoles para

rocas generadas por el metamorfismo de calizas y dolomitas por otro lado las rocas

generadas por el metamorfismo de margas y pelitas calcáreas se denominan

calcoesquistos. A partir de procesos metasomáticos se pueden generar skarns.

35.5.4 ROCAS METAMÓRFICAS MÁFICAS

Se derivan de rocas ígneas máficas como basaltos y gabros. Se usan términos tales

como metagabro, metabasalto como referencia a la proveniencia o a posibles texturas

relícticas. Por otro lado se suelen usar nombres como esquistos azules, esquistos

verdes, anfibolitas, eclogitas y granulitas máficas en referencia a las condiciones de

formación (Facies de metamorfismo) y a mineralogía específica.

35.5.5 ROCAS METAMÓRFICAS ULTRAMÁFICAS

Provienen de rocas ultramáficas como lerzolitas, harzburgitas y dunitas. Durante el

metamorfismo estas rocas pueden sufrir procesos de hidratación y decarbonatación

dando lugar a serpentinitas y rocas oficarbonáticas respectivamente.

35.6 TERMINOLOGÍA BASADA EN LA NATURALEZA DEL PROTOLITO (PREFIJOS META-, ORTO-, PARA)

El término meta-, se antepone al nombre de la roca parental por ejemplo metagranito,

metaplita. Los prefijos orto- y para- se anteponen a un nombre específico cuando se

presume la naturaleza del protolito, siendo el prefijo orto para indicar un protolito ígneo y

el para para indicar un protolito sedimentario. La SMRC recomienda usar el prefijo para-

en rocas de bajo grado de metamorfismo cuando se ven texturas relícticas.

Contenido 409

35.7 TERMINOLOGÍA BASADA EN CONDICIONES DE METAMORFISMO

35.7.1 PRESIÓN, TEMPERATURA Y GRADO

En ocasiones en el nombre se añaden términos como de ―alto grado‖ o ―bajo grado‖ para

hacer énfasis en las condiciones en las que se formaron las rocas metamórficas. La

SCRM aconseja que si se usan éstos términos se deben basar en la Fig. 1 en dónde se

establecen los límites de esta clasificación. Por lo general se usa después de un nombre

específico o compuesto.


Ilustración 237. Tomado de Petrología Metamórfica, Universidad de Granada, R. L. Torres Roldán et al. Esquema, nomenclatura y distribución en el espacio P-T de las facies metamórficas más comunes (basado en Smulikowsky et al., 2002 y Spear, 1993).

35.8 ESQUEMA RECOMENDADO POR LA SCMR- IUGS

La SCMR recomienda el uso de nombres compuestos (nombre base o raíz +

calificadores). La subcomisión divide los nombres raíz en sistemáticos y específicos

haciendo énfasis en que siempre se debe preferir nombrar una roca metamórfica con el

nombre específico.

Contenido 411

35.8.1 NOMBRES RAÍZ RECOMENDADOS

SISTEMÁTICOS

Los nombres sistemáticos propuestos se basan en características texturales en las rocas

principales. Se proponen los nombres de esquisto y gneis dependiendo del grado de

esquistosidad que exponga una roca. La definición recomendada por la SCMR de

esquistosidad es

Ilustración 238. Tomado de la SCMR.

Si una roca presenta una esquistosidad bien desarrollada se denominará esquisto y si no

se denominará gneis.

NOMBRE RAIZ ESPECÍFICO

Se trata de los nombres específicos usados con regularidad para nombrar rocas

metamórficas, los más importantes fueron nombrados anteriormente. La subcomisión

aconseja usar éstos como nombre raíz sobre los sistemáticos cuando haya lugar a

ambigüedades.

35.9 PROCEDIMIENTO PARA NOMBRAR UNA ROCA METAMÓRFICA

Por último teniendo en cuenta los parámetros establecidos anteriormente la SCMR

establece de manera sistemática la nomenclatura de las rocas metamórficas. Como se

sabe una sola roca puede ser nombrada de muchas maneras, por ejemplo, una misma

roca puede ser llamada metabasalto, anfibolita o gneis dependiendo del criterio de

clasificación por lo que la SCRM le da prevalencia a unos sobre otros. Los criterios a

seguir en cuenta y en orden jerárquico son los que siguen:


1. Si la roca tiene más del 75% modal de un mineral debe usarse el nombre de

dicho mineral seguido del sufijo –ita. (e.g, cuarcita, biotitita, glaucofanita)

2. Si las características de una roca se ajustan a un nombre específico éste se debe

usar sobre el nombre sistemático de base estructural.

3. Para rocas metamórficas con características relícticas muy marcadas se deben

usar nombres basados en la naturaleza del protolito principalmente en rocas de

muy bajo grado de metamorfismo.

4. En el caso de calificadores mineralógicos se usan los siguientes criterios: Se

deben incluir los constituyentes principales y mayores en orden decreciente de

abundancia, además los minerales considerados críticos que por lo general

indican Facies metamórficas también deben ser tenidos en cuenta así su

abundancia sea pequeña. Por último los constituyentes menores no deben ser

nombrados.

- Constituyente principal: Mineral presente con un contenido modal ≥ 50%

- Constituyente mayor: Mineral con un contenido modal ≥ 50%

- Constituyente menor: Mineral con contenido modal < 5%

- Constituyente crítico o asociación mineral (mineral) crítica: Mineral cuya

presencia o ausencia indica condiciones de formación (mineral índice), por

ejemplo, la sillimanita es un mineral índice de Facies de alta temperatura.

Contenido 413

Ilustración 239. Tomado, How to name a metamorphic rock, IUGS-SCMR.


35.10 CLASIFICACIÓN DE ROCAS CATACLÁSTICAS- NOMBRES ESPECÍFICOS

Ilustración 240. Clasificación de Rocas Cataclásticas. Higgins, 1971.

Por último las rocas metamórficas generadas por fallas (metamorfismo dinámico)

presentan un sistema de clasificación propuesto por (Higgins, 1971) en el que se

proponen nombres específicos para diferentes condiciones de metamorfismo. En la

clasificación se destacan las series no cohesivas y cohesivas. En la serie de rocas no

cohesivas se encuentran las brechas de falla y ―harina‖ de falla (fault gouge). En la serie

de rocas cohesivas hay una diferenciación entre las que presentan foliación (textura de

flujo) y las que no. Entre las rocas que no presentan foliación están las cataclasitas y las

microbrechas. Las rocas cohesivas que presentan foliación se diferencian en dos series,

la primera la serie de las milonitas y la segunda la serie de las filonitas. La diferencia

entre las dos series es la predominancia de la neomineralización sobre la cataclasis en la

serie de las filonitas mientras que en la serie de las milonitas predomina la cataclasis

sobre la neomineralización. En la serie de las milonitas se encuentran las ultramilonitas,

las milonitas y las protomilonitas. En la serie de las filonitas se encuentran las filonitas,

las blastomilonitas, los esquistos miloníticos y los gneises miloníticos. Hay que acotar

que los criterios de clasificación en este cuadro son compatibles con las

recomendaciones de la SCMR ya que los nombres específicos son los predominantes

para nombrar una roca.

Contenido 415

35.11 BIBLIOGRAFÍA

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35.12 ANEXOS

35.12.1 ANEXO 1: GLOSARIO DE TERMINOS Y NOMBRES DE ROCAS METAMORFICAS

Anfibolita Roca metamórfica caracterizada por la asociación anfíbol (>40% modal) ± plagioclasa ± granate ± epidota ± cuarzo, derivada de protolitos ígneos de composición mafica y más raramente de sedimentos calcáreos. Es la roca tipo de la facies de anfibolitas.

Blastomilonita Milonita con un crecimiento significativo de blastos durante o inmediatamente posterior a la deformación.

Brecha tectónica (o de falla)

Roca constituida por fragmentos líticos angulosos producidos por deformación cataclástica.

Calcoesquisto Roca metamórfica foliada derivada de margas y pelitas calcáreas. Presentan un abundante contenido en carbonatos y silicatos de calcio.

Cataclasita Roca muy deformada caracterizada por una fuerte reducción del tamaño de grano debido a cataclasis y por la ausencia de fábricas planares o planolineares.

Charnokita Roca charnokítica de composición granítica.

Corneana (hornfels) Roca masiva (i.e. sin foliación) de composición variable con textura granoblástica o decusada de grano fino a medio, producida típicamente por metamorfismo de contacto. Estas rocas pueden preservar estructuras preexistentes tales como laminaciones cruzadas o granoclasificación debido a la ausencia de deformación.

Cuarcita Roca metamórfica constituida esencialmente por cuarzo (> 80% modal), derivada de areniscas ricas en cuarzo (ortocuarcitas) y concreciones silíceas diagenéticas (cherts).

Eclogita Roca metamórfica de alta presión de composición máfica, constituida por granate y clinopiroxeno onfacítico con plagioclasa y lawsonita ausentes. Como fases accesorias más comunes puede

Contenido 417

presentar cuarzo/coesita, zoisita/clinozoisita o epidota, cianita, paragonita, fengita, anfíbol de tipo glaucofánico o barroisítico y rutilo. Roca tipo de la facies de eclogitas.

Espilita Roca metasomática producto de las transformación hidrotermal de basaltos oceánicos en condiciones de bajo grado (facies de zeolitas y esquistos verdes).

Esquisto Roca metamórfica de tamaño de grano medio (visible en muestra de mano) con una foliación muy penetrativa definida por la orientación preferente de filosilicatos u otros minerales inequidimensionales como anfíbol.

Esquisto azul (blueschist)

Roca metamórfica foliada, generalmente derivada de protolitos máficos, con color débilmente azulado en muestra de mano debido a la presencia de anfíbol sódico (glaucofana, crossita). Esquistos azules con glaucofana y una fase de baja temperatura (lawsonita y/o aragonito) definen la facies de esquistos azules.

Esquisto blanco (whiteschist)

Roca metamórfica foliada de alta presión caracterizada por la subasociación cianita + talco.

Esquisto moteado (spotted schist)

Roca foliada de metamorfismo de contacto, usualmente de composición pelítica, caracterizada por la presencia de porfidoblastos y/o poikiloblastos de andalucita, biotita o cordierita, que dan un aspecto moteado a la roca.

Esquisto verde (greenschist)

Roca foliada de composición básica y color verdoso en muestra de mano debido al desarrollo de asociaciones con clorita, actinolita, epidota o pumpellyita. Roca tipo de la facies de esquistos verdes.

Fenita Roca metasomática con composición sienítica o más subsaturada debido a procesos de desilificación secundarios.

Filita Roca metamórfica de tamaño de grano fino (no visible en muestra de mano) con una foliación muy penetrativa definida por la orientación preferente de filosilicatos. La superficie de foliación generalmente presenta un aspecto brillante.

Gneis Roca metamórfica de tamaño de grano grueso (milimétrico) con una foliación grosera (foliación gneísica) y/o por un bandeado composicional (bandeado gneísico).

Gneis bandeado Roca gneísica con un bandeado composicional paralelo a la foliación.

Gneis ocelar (augen gneiss)

Roca con foliación gneísica y porfidoclastos originados por deformación plástica (i.e. roca milonítica).

Granofelsita (granoblastita)

En general, roca metamórfica que carece de fábricas planares o plano-lineares penetrativas (cf. corneanas).

Granulita Roca metamórfica de composición máfica, pelítica o cuarzo-feldespática con asociaciones minerales de alta temperatura y, frecuentemente, con textura granoblástica o decusada. Su presencia define la facies de granulitas. Clásicamente, no obstante, el término simple (sin cualificación) se ha aplicado a


rocas granoblásticas de composición máfica.

Greisen Roca constituida por asociaciones con micas de Li, fluorita o topacio, producida por procesos metasomáticos asociados al emplazamiento de granitos de tipo S.

Leucosoma (leucosome)

Parte leucocrática de una migmatita, comúnmente caracterizado por una apariencia y textura magmáticas.

Mangerita Roca charnokítica de composición monzonítica.

Mármol Roca metamórfica derivada de calizas y dolomías, constituida esencialmente por carbonatos (calcita, dolomita, magnesita o aragonito).

Melanosoma (melanosome)

Roca melanocrática complementaria del leucosoma que aparece en algunas migmatitas. Comúnmente retiene una textura deformacional y es rico en fases refractarias aluminosas y/ferromagnesianas.

Mesosoma (mesosome)

Porción no migmatizada dentro de una migmatita. Puede corresponder al paleosoma, o a una porción de roca refractaria que no fundió

Metabasita Roca metamórfica derivada de protolitos ígneos máficos y algunos tiposde sedimentos ricos en FeO, MgO y CaO.

Metapelita Roca metamórfica derivada de protolitos sedimentarios de composición pelítica.

Migmatita (roca mixta)

Roca de grado medio a alto muy heterogénea a escala macroscópica con una componente leucocrática de composición cuarzofeldespática de origen ígneo o hidrotermal.

Migmatita agmatítica

Migmatita brechoide.

Migmatita diktyonítica

Migmatita con mesosoma atravesado por venas de leucosoma.

Migmatita estromática

Migmatita bandeada.

Milonita Roca con fuerte reducción del tamaño de grano y desarrollo de una fábrica planar o plano-linear, producidos por deformación plástica (no cataclástica) en zonas con alta intensidad de deformación (zonas de cizalla y de falla).

Milonita ocelar Milonita con abundantes porfidoclastos.

Neosoma (neosome)

Leucosoma + melanosoma.

Oficarbonato Serpentinita con abundantes venas de carbonatos.

Paleosoma (paleosome)

Protolito del neosoma.

Protomilonita Milonita en la que > 90 % de la roca no ha sufrido reducción del tamaño de grano.

Pseudotaquilita Roca deformacional constituida por material ultrafino, de apariencia vítrea y fractura concoidal, que puede aparecer en venas o en la

Contenido 419

matriz de rocas miloníticas porfidoclásticas.

Pizarra (slate) Roca metamórfica de tamaño de grano muy fino (submicroscópico) con una foliación muy penetrativa definida por la orientación preferente de filosilicatos.

Protolito Roca de la que deriva un determinado litotipo metamórfico. Muchas rocas metamórficas se denominan con referencia al protolito mediante el prefijo meta- (e.g. metapelita, metabasita, metagranito).

Ultramilonita Milonita en la que > 90 % del protolito ha sufrido una fuerte reducción del tamaño de grano.

Restita Parte de una migmatita que representa el material residual tras la segregación del leucosoma. Material refractario transportado en un magma desde la zona de generación de fundidos.

Roca charnokítica Roca con ortopiroxeno (o fayalita + cuarzo) y feldespato y posiblemente cuarzo. Su origen puede ser ígneo, metamórfico o meta-ígneo. Las charnokitas ígneas se pueden denominar con los términos recomendados por la IUGS (e.g. granito con ortopiroxeno), mientras que las de origen metamórfico se pueden clasificar como granulitas.

Roca de antofilita-cordierita

Roca de composición espilítica metamorfizada en facies de anfibolitas.

Roca de silicatos cálcicos (calc-silicate rock)

(calc-silicate rock): Roca metamórfica o metasomática constituida por silicatos de calcio (e.g. lawsonita, anortita, epidota, zoisita/clinozoisita, vesubianita, diópsido, grosularia, anfíboles cálcicos, wollastonita, escapolitas).

Roca eclogítica Todo tipo de roca con asociaciones diagnósticas de facies de eclogitas (e.g. jadeita, talco y cianita).

Rodingita Roca de silicatos cálcicos, producida por metasomatismo de rocas máficas plutónicas asociadas a complejos ultramáficos. Los procesos de rodingitización se pueden ocurrir durante metamorfísmo de fondo oceánico.

Skarn (tactita) Roca de silicatos cálcicos de origen metasomático.

Serpentinita Rocas metamórficas (o metasomática) de composición ultramáfica, constituidas, esencialmente, por minerales del grupo de la serpentina (crisotilo, lizardita, antigorita).


36. BIBLIOGRAFÍA GENERAL

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