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Proyecto Geología
Proyecto Geología
Proyecto Geología
PROYECTO DE GEOLOGÍA
INTRODUCCIÓN
Resumen
Abstract
This document shows the geological formations that occur along the Bogota-Desierto de la
Tatacoa road and their description. It shows the abscissas where there are crossings
between the road and the different formations.
1. Municipios que cruza la vía Bogotá-Desierto de la
Tatacoa
Los municipios por los cuales cruza la vía Bogotá-Desierto la Tatacoa son:
Bogotá
Soacha
Silvania
Fusagasugá
Melgar
Girardot
Espinal
Guamo
Purificación
Coyaima
Prado
Natagaima
Alpe
Neiva
2. Altimetría
3. Formaciones geológicas
Morfología
Alturas que varían entre 350 metros sobre el nivel del mar (msnm), en el valle del río
Magdalena, y 2.900 msnm, en la Cordillera Oriental. Se observan dos tipos de morfología
principales.
Plana a ligeramente ondulada. Corresponde a los valles de los ríos Magdalena y Cabrera,
y sus afluentes, además de la región del desierto de La Tatacoa. Esta zona está
compuesta por rocas del Grupo Honda y depósitos cuaternarios. Se caracteriza por su
relieve plano a suavemente ondulado, con alturas que varían entre 350 y 600 msnm.
Presenta un drenaje denso en algunos sectores, subparalelo a subdendrítico, y conforma
valles amplios, en su gran mayoría. Ocupa aproximadamente el 25% del área total de la
plancha y allí se ubican las cabeceras municipales de Alpujarra, San Alfonso, Baraya y
Colombia.
Montañosa. Corresponde al flanco occidental de la Cordillera Oriental. Se trata de un
relieve accidentado, altamente disecado y fisiográficamente inmaduro, compuesto por
rocas del Macizo de Quetame y rocas mesocenozoicas, cruzado por corrientes que
drenan desde la cima de la Cordillera Oriental (límites con el Departamento del Meta)
hacia los ríos Cabrera, Ambicá y Venado. Posee alturas que varían entre 600 y 2.900
msnm. En el extremo suroriental existen algunas corrientes que drenan hacia el SE que
forman las cabeceras de los ríos Papamene y Guayabero, de la cuenca del Orinoco.
Posee un drenaje dendrítico a subdendrítico medianamente denso con pendientes que
oscilan entre 18 y 45°. Este tipo de morfología cubre aproximadamente el 75% del área
total de la plancha.
Estratigrafía
Afloran rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias, con edades que abarcan desde el
Precámbrico hasta el reciente.
En el área de estudio se observa una variación importante en los tipos de rocas,
espesores y cambios faciales, desde el noreste, en el Sinclinal de Colombia, que pasa por
la región central del río Venado, hasta llegar a la región occidental, en el desierto de La
Tatacoa. La secuencia litoestratigráfica cretácica, paleógena y neógena es más gruesa
hacia el noreste y disminuye paulatinamente hacia el suroeste. Esta situación indica que
el basamento, representado por rocas más antiguas del Macizo de Quetame, podría
corresponder al borde de la Subcuenca de Neiva; las filitas verdes precámbricas y rocas
sedimentarias paleozóicas de Quebrada Negra (Ulloa & Rodríguez, 1981),
corresponderían al basamento de la Cuenca de la Cordillera Oriental, en la depresión que
separa los macizos de Garzón y Quetame. La descripción de las unidades se realizará
teniendo en cuenta la secuencia cronoestratigráfica, y se inicia desde las unidades
litológicas más antiguas. La descripción de cada unidad incluye datos sobre el proponente
del nombre, las áreas de exposición, caracterización litológica, espesor, contactos, edad y
correlación con otras unidades litoestratigráficas conocidas.
Arenitas de San Isidro
Se denomina aquí de manera informal como Arenitas de San Isidro lo que Ulloa &
Rodríguez (1981) llamaron Serie de San Isidro para designar una secuencia de rocas
sedimentarias clásticas que afloran a lo largo del río Venado, en el sector del caserío San
Isidro. Descripción litológica. Litológicamente, esta unidad está constituida, en su parte
inferior, por una sucesión de cuarzoarenitas de grano fino a medio, en capas muy gruesas
intercaladas con lentes de conglomerados, con guijos compuestos por cuarzo y
metamorfitas. La parte superior está constituida por cuarzoarenitas muy compactas, en
capas medias a gruesas, intercaladas con arcillolitas y lodolitas de color pardo y amarillo.
Espesor y contactos. Ulloa & Rodríguez (1981) calculan el espesor de la unidad en 5.600
m. El contacto inferior es discordante sobre las metamorfitas de la quebrada Negra-La
Urraca de edad precámbrica. El contacto superior es neto y concordante con el Grupo
Agua Blanca. Edad. De acuerdo con su posición estratigráfica, Ulloa & Rodríguez (1981)
le asignan una probable edad cambro-ordovícica a esta unidad.
Neis del Barro (Peneba)
Caro & Padilla (1981) denominan de manera informal Neis del Barro a una secuencia
compuesta por neises cuarzofeldespáticos y granatíferos de grano grueso que aflora en la
quebrada El Barro.
Contactos. Esta unidad reposa en discordancia angular bajo la secuencia
volcanosedimentaria de la Formación Saldaña, con un rumbo general de N45°E y foliación
de 60°NW.
Arenisca de Ambicá
Esta unidad fue definida originalmente por Hubach (1957b). Ulloa & Rodríguez (1981) la
redefinieron y describieron en el cañón del río Ambicá (E-10, E-11 y F-11). Aquí se utiliza
el término Areniscas de Ambicá en el sentido dado por Ulloa & Rodríguez (1981).
Contactos. La unidad reposa discordantemente y en forma angular sobre el Grupo Agua
Blanca. El contacto con la unidad suprayacente (Lodolitas de Cerro Neiva) es
concordante. ). El espesor de estas areniscas es de unos 1000 m (Hubach, 1957 b, p.
158)
Lodolitas de Cerro Neiva
Esta unidad fue denominada Serie del Porvenir por Ulloa & Rodríguez (1981).
Posteriormente, Mojica et al. (1988c) designan la secuencia de lodolitas, calizas y
areniscas de edad paleozoica tardía que afloran en el Cerro Neiva con el nombre de
“Paleozoico de Cerro Neiva”. Ferreira et al. (2002).
Espesor y contactos. Esta unidad tiene un espesor de 445 m, medidos sobre el camino
Caguancito - Antena de Cerro Neiva. En el área del río Ambicá (E-11), esta unidad reposa
concordantemente sobre las Areniscas de Ambicá, e infrayace discordantemente a las
areniscas de la Formación Une.
Formación Saldaña (T3J2slv - T3J2slp)
Esta unidad fue denominada Post-Payande Red Beds por Renz (en Trumpy, 1943), quien
estableció que se trataba de capas rojas compuestas por flujos porfiríticos, tobas y
brechas volcánicas que suprayacen a las Calizas del Payandé. Hubach (1957b) establece
el Grupo Payandé e incluye la Post-Payandé Red Beds en la parte superior. Nelson
(1959) utiliza por primera vez el término Formación Post Payandé para las capas rojas
superiores al Payandé. Cediel et al. (1980) redefinen la unidad bajo el nombre de
Formación Saldaña, en alusión a los afloramientos a lo largo del río Saldaña en la
carretera Ataco - Planadas, al sur del Departamento del Tolima.
Rocas volcanosedimentarias (T3J2slv).
Caro & Padilla (1981) realizaron la cartografía de esta unidad y lograron diferenciar en
rasgos generales, tres conjuntos: El conjunto inferior está constituido por una alternancia
de limolitas y areniscas de color pardo, ferruginosas, calcáreas, tobas vítreo-cristalinas
color gris pardo y aglomerados color pardo con un espesor aproximado de unos 400 m. El
conjunto intermedio, constituido por tobas vítreo-cristalinas con textura fluidal, tobas
soldadas y esporádicas intercalaciones de limolitas color pardo, las cuales se acentúan
hacia la parte superior de la secuencia. El espesor total se estima en unos 400 m. El
conjunto superior está constituido por tobas vítreo cristalinas, porfiríticas de color gris a
rosado con un espesor total de unos 850 m. En el sector del río Venado, la formación se
encuentra constituida, hacia la base, por un paquete de conglomerados polimícticos,
intercalados con capas de lodolitas rojas; hacia la parte superior muestra paquetes
gruesos de lavas y tobas, de color verde y morado. 30 En el área del río San Antonio,
Tello de acuerdo con Caro et al. (1986), la Formación Saldaña está constituida por una
serie de andesitas, riolitas y dacitas, intercaladas con limolitas de tono rojizo a morado y
arenitas cuarzofeldespáticas, las cuales están intruidas por un pórfido andesítico, que
contiene grandes fenocristales de plagioclasa. Por la carretera a Cerro Neiva, esta unidad
se encuentra constituida por rocas piroclásticas (tobas) y lavas de color verde, rojo, gris y
morado, en paquetes de varios metros de espesor; presenta, esporádicamente,
estructuras internas de flujo. Estas rocas, al meteorizarse, dan lugar a un suelo arenoso,
de color morado, posiblemente debido a óxidos de hierro. Bayona et al. (1994) reportan
un espesor medido de 1.800 m, aunque podría ser mucho mayor dadas las
complicaciones estructurales que se manifiestan en la zona de estudio (fallas de
cabalgamiento, escamas tectónicas,entre otros). Cossio et al. (1995) hacen una
descripción muy detallada de la Formación Saldaña que aflora en la Plancha 283
Purificación. A esta descripción remitimos al lector que quiera conocer más en detalle esta
unidad tanto en su parte volcano sedimentaria como hipoabisal.
Rocas hipoabisales (T3J2slp).
Se trata de pequeños cuerpos intrusivos de composición andesítica a dacítica, los cuales
afloran a manera de apófisis e intruyen las rocas estratificadas de la Formación Saldaña.
Formación La Tabla (K2lt)
De Porta (1965) definió originalmente la Formación La Tabla en la sección tipo ubicada en
el camino que conduce de Piedras a La Tabla, en el Municipio de Piedras (Tolima). El
estratotipo mide 91 m de espesor; esta formado por dos niveles de arenita separados por
un nivel delgado de lodolitas intercaladas con arenita. La unidad está limitada en su base
por el Nivel de Lutitas y Arenas, y en el techo por la Formación Seca.
Formación Seca
Término propuesto por De Porta (1965) para designar una sucesión de capas de arenitas
y lutitas rojas que aflora en la quebrada Seca (Municipio de Cambao, Tolima). En la
localidad tipo, esta unidad litoestratigráfica se halla limitada en su base por la Formación
Cimarrona y en su techo por la Formación Hoyón. El autor indica como sección tipo la
carretera Cambao - San Juan de Rioseco y como sección de referencia la que se
encuentra en la carretera Honda - Guaduas. En el área de la plancha, esta unidad aflora
en la Vereda Miramar , en el Sinclinal de Begonia y en el costado oriental de la cuchilla
de Altamizal.
Grupo Honda (N1hn)
Definido originalmente por Hettner (1892) con el nombre de Honda Sandstein, en
cercanías a la población de Honda (Departamento del Tolima), sobre el río Magdalena
(Valle Medio del Magdalena). En el Valle Superior del Magdalena, el nombre de Series de
Honda fue introducido por Stille (1907, 1938) en el área entre Coyaima y Natagaima. Es
Royo y Gómez (1942) quien propone el nombre de Formación Honda, para la secuencia
aflorante al norte de Villavieja (Huila), y divide la Formación en Honda superior,
caracterizada por guijos de roca volcánica en los conglomerados, y Honda inferior, donde
no se encuentra material volcánico, y es más arcillosa y de colores abigarrados.
Formación La Victoria (N1lv).
Esta unidad fue originalmente definida por Guerrero (1991) en su tesis de maestría y más
tarde expuesta por el mismo autor (1993) en su tesis doctoral. El nombre fue tomado del
caserío La Victoria, localizado 15 km al NE de Villavieja, en la carretera que conecta este
caserío con el Corregimiento de San Alfonso.
La Formación La Victoria está conformada por gruesos paquetes de lodolitas y arcillolitas
intercaladas con capas gruesas de areniscas y conglomerados que Guerrero(1994)
denomina formalmente, de base a techo, Capas de Arenisca de Cerro Gordo, Capas de
Arenisca de Chunchullo, Capas de Arenisca de Tatacoa y Capas de Conglomerados de
Cerbatana. Las areniscas son granodecrecientes, líticas guijosas grises con textura sal y
pimienta, con importantes cantidades de fragmentos volcánicos y plagioclasa, alternando
vertical y lateralmente con lodolitas grises verdosas y pardas rojizas. Las areniscas tienen
fondos erosivos e incluyen clastos tamaño guijo y paquetes de conglomerados. Las
lodolitas, que son muy ricas en vertebrados fósiles, son pardas rojizas con intercalaciones
de litoarenitas volcánicas con textura sal y pimienta que ocasionalmente son
conglomeráticas con guijos de tamaño fino a medio de naturaleza tanto intraformacional
como extraformacional. Los únicos conglomerados clastosoportados tamaño guijo grueso
con extensión lateral son un intervalo delgado de 9 m de espesor que está incluido en la
parte superior de la formación. Se observan concreciones con cemento calcáreo,
redondeadas producidas durante la diagénesis incipiente. Los clastos son principalmente
cuarcita metamórfica, rocas ígneas y chert; también se encuentran presentes fragmentos
menores de pumita y pórfidos de composición intermedia, de volcanes del Mioceno
medio. Las observaciones sedimentológicas anteriores muestran que la Formación La
Victoria se desarrolló como el resultado de procesos fluviales. De acuerdo con Guerrero
(1994), la parte baja de la unidad fue depositada por un sistema de corrientes meándricas,
en tanto que la parte superior (Conglomerado de Cerbatana, sensu Guerrero, 1994) fue
depositado por una red de ríos trenzados. La tendencia de paleocorrientes indica que los
ríos fluyeron principalmente al este y al oeste.
Terrazas de altura media (Qt)
En las fotografías aéreas se reconocen algunos depósitos de aluviones antiguos erodados
y aislados; caracterizados por su morfología plana. Litológicamente están conformados
por cantos redondeados, polimícticos, en una matriz arenoarcillosa. Las principales
terrazas son las de Colombia, San Alfonso y la de la quebrada La Vieja. En San Alfonso,
el río Cabrera presenta una terraza de unos 10 m de altura, conformada por areniscas
pardas algo arcillosas y cantos rodados, que se extienden por la margen derecha del río,
y forma una extensa llanura.
Depósitos coluviales (Qc)
Estos depósitos están asociados a zonas de fracturación o zonas de falla. Se encuentran
constituidos por rocas subangulares, provenientes de las rocas adyacentes, inmersas en
una matriz lodosa. Afloran por el carreteable de Alpujarra a Los Medios y en las
quebradas La Bolsa y El Poledal.
Depósitos aluviales (Qal)
Son depósitos de aluviones recientes, con morfología relativamente plana, localizados en
los valles de los ríos Magdalena, Cabrera, Ambicá y Venado, y las quebradas Doche y
Las Lajas. Están conformados por capas de limo, arena y cantos rodados de rocas
adyacentes a los canales principales.
Geología estructural
Neiva (Corrigan, 1967) en el Valle Superior del Magdalena, donde es posible reconocer
tres regiones tectónicas (Figura 16). Las características observables como producto de la
cartografía geológica permiten sustentar, desde el punto de vista estructural, la presencia
de bloques alóctonos como producto de una tectónica compresiva, con desplazamiento
desde el oriente hacia el occidente. Los límites estructurales marcados, principalmente
por la presencia de fallas importantes, que ponen en contacto superficial anómalo
estructuras y unidades litológicas diferentes, sirven de base para indicar que en el área se
distinguen tres regiones tectónicas: la región suroriental de los macizos, la región del
flanco occidental de la Cordillera Oriental y la región del valle del río Magdalena. La región
suroriental de los macizos se encuentra hacia el este de la Falla de Altamira. Está
conformado por rocas del Precámbrico y Paleozoico. Las rocas de la Formación Une
reposan discordantemente sobre las rocas devónicas que afloran en la Vereda San
Agustín, donde se desarrollan dos pliegues que están truncados y cabalgados por las
Arenitas de San Isidro. La región tectónica del flanco occidental de la Cordillera Oriental
está constituida por un cinturón plegado y fallado de rocas cretácicas, paleógena y
neógena con basamento jurásico que se encuentran hacia el occidente de la falla regional
de Altamira. Tiene como límite oeste la Falla de Prado, la Falla de Baraya y el tramo del
río Cabrera entre estas fallas. Se trata de un bloque hundido, en el cual se depositaron
varios cientos de metros de sedimentos, que posteriormente fueron comprimidos y
semilevantados, y se generaron grandes pliegues sinclinales y anticlinales, así como
varias escamas falladas con dirección regional NESW. Se considera que en este bloque
la cubierta cretácico-paleógeno-neógena tiene un espesor mayor comparada con esta
misma secuencia hacia el sur, en el área de la Plancha 324 Tello. La región del valle del
Magdalena es menos compleja tectónicamente. Se observan buzamientos suaves con
anticlinales y sinclinales de ángulos bajos con ejes ampliamente.
FALLAS
Se observan, principalmente, fallas de cabalgamiento como producto de una tectónica
compresiva de dirección NW-SE. Se hace una descripción de las principales fallas,
especialmente aquellas que están relacionadas con el levantamiento de la Cordillera
Oriental, que tienen carácter regional y, por lo tanto, se puede seguir su traza en las
planchas adyacentes. Existe una dirección principal de fallamiento con rumbo NE-SW,
que coincide con la dirección general de los pliegues asociados a las estructuras mayores
responsables del levantamiento de la Cordillera Oriental. Hay otra dirección de
fallamiento, perpendicular a la anterior, con rumbo NW-SE, representada por fallas de
menor longitud que afectan la Formación Saldaña.
Falla de Fusagasugá
y se extiende en la región de estudio hacia el norte hasta el Salto del Tequendama
(cuadrante A-8) y hacia el sur hasta el Municipio de Arbeláez (cuadrante H-5). Es una falla
con dirección aproximada N10o E, que cambia a N10o W al norte y que buza hacia el
oriente; se evidencia en campo ya que rocas del Grupo Guadalupe cabalgan sobre rocas
de la unidad Lodolitas de Fusagasugá y de la Formación Guaduas; esta estructura se
puede observar por el carreteable Sibaté - La Aguadita - Fusagasugá, en donde, por
efecto de la falla, se presenta gran cantidad de deslizamientos
Sistema de Fallas de Piedras Blancas
corresponden a un sistema de fallas de cabalgamiento con dirección aproximada N30o E
y buzamiento al oriente, aunque hacia el norte la dirección cambia a E-W y buza al sur; en
campo este sistema se evidencia por la repetición del Grupo Guadalupe
Falla Tres Esquinas
Es un retrocabalgamiento de la Falla de La Yuca con vergencia SE; la dirección del plano
de falla es N30°E y buzamiento de 30° al NW calculado por corte geológico. Repite rocas
del Grupo Villeta. Se evidencia por cambios de buzamiento y truncamiento de capas.
Continúa hacia el sur en la Plancha 283 Purificación, donde no está cartografiada y hacia
el norte, es cortada por la Falla de Valencia
Falla de Altamizal
La Falla de Altamizal falla, inversa, se extiende a lo largo de la parte central de la plancha
con rumbo N20-30°E, y un plano de falla buzando 25° al este; su extensión es de 26 km
dentro de la plancha. produjo la repetición de los estratos de las formaciones Hondita-
Loma Gorda y La Tabla. Esta estructura se ha cartografiado hasta cerca de la confluencia
de los ríos Cabrera y Venado, donde su expresión es más clara y pone en contacto rocas
de las Arenitas de San Andrés, Arcillolitas de San Marcos y los Conglomerados de
Santana con rocas de las formaciones Hondita, Loma Gorda y La Tabla. Hacia la parte
central y norte, la falla pone en contacto la Formación La Tabla con rocas de las
formaciones Hondita y Loma Gorda.
Falla de Ambicá
Siguiendo la depresión del río Ambicá se encuentra la Falla de Ambicá con dirección
N30°W, la cual se considera transcurrente porque, además de producir el truncamiento
del Anticlinal de la Peña del Águila, da lugar a que se desarrollen, al sur, el Sinclinal de
Potrero Grande y el Anticlinal de Ambicá con rocas de las formaciones Une y Chipaque en
el costado oriental de la falla.
Falla de Prado
La Falla del Prado es la más externa del sistema de fallas del Magdalena con la
Cordillera Oriental. Es una falla inversa con el plano que buza hacia el este, orientada con
rumbo N40°E y una extensión de 16 km en la plancha. Pone en contacto rocas jurásicas
de la Formación Saldaña con rocas del Grupo Honda. La falla tuvo su mayor movimiento
en un período posterior a la deposición de la Formación Gualanday Superior, cuando se
produjo el levantamiento de la Cordillera Oriental. Un movimiento posterior ocasionó el
levantamiento final de la cordillera, por el mismo plano de la falla, con un replegamiento
del límite oriental del Grupo Honda
Sinclinal de Colombia
Se presenta en la confluencia de los ríos Cabrera y Ambicá; su nombre proviene del
Municipio de Colombia (Huila), que se encuentra en el centro del pliegue. Conformado por
rocas del Cretácico, y del Paleógeno y del Neógeno, presenta una longitud de 20 km y
una amplitud de 15 km. Su flanco oriental esta afectado por un sistema de fallas inversas
imbricadas con buzamiento hacia el occidente, entre las cuales sobresale la Falla de San
Miguel. Es un sinclinal asimétrico con buzamientos mayores en su flanco oriental. Tiene
un área aproximada de 300 km2 dentro de la plancha, y continúa hacia el norte en la
Plancha 283 Purificación. El flanco occidental presenta buzamiento variable de sur a
norte. Esta estructura está limitada por la Falla de Altamizal en su flanco occidental, lo
cual indica claramente un transporte en forma de escamas para el conjunto de rocas que
conforman el pliegue desde el este hacia el oeste, desarrolladas principalmente sobre
rocas paleógenas y neógenas. Los flancos están constituidos por rocas del Grupo Olini, la
Formación La Tabla, la Formación Guaduas y las Arenitas de San Andrés ; en el núcleo
se encuentran las Arcillolitas de San Marcos, los Conglomerados de Santana, las
Arcillolitas del Río Cabrera y las Arcillolitas de Colombia. Hacia el noreste, el pliegue ha
sido roto y girado por causa de fallas de cabalgamiento pequeñas que lo han segmentado
y causado el volcamiento de los Conglomerados de Santana y las Arcillolitas del Río
Cabrera en la Plancha 283 Purificación. Se encuentra afectado en ambos flancos por
fallas paralelas al eje, entre las cuales se destaca la Falla de San Marcos.
Sinclinal de Fusagasugá Fusagasugá
El eje del pliegue tiene una dirección aproximada N25o E y al sur queda decapitado
contra la Falla de Silvania, la cual se presenta a lo largo del río Subia; el núcleo está
formado por la unidad Lodolitas de Fusagasugá y sus flancos, los cuales se encuentran
afectados por fallas, están constituidos por rocas de la Formación Guaduas - Seca y del
Grupo Guadalupe - Olini.
Sinclinal de Prado
El nombre se deriva del Municipio de Prado en la Plancha 283 Purificación. Referenciado
por Gómez (1993) como Sinclinal de Prado y por Mojica & Franco (1992) como Sinclinal
de Lozanía. Es una estructura sinclinal de extensión regional, que en la Plancha 264
ocupa un área superior a 350 km2 ; es un sinclinal suave, subvertical, con inmersión
variable desde horizontal hasta poca. La dirección del plano axial se compone de dos
trazos que de sur a norte son N20°E y N40°E, con punto de inflexión en F10. El plano
axial buza al NW y la inmersión es tanto al norte como al sur. El nú- cleo está compuesto
por las Lodolitas de Fusagasugá y los flancos, principalmente, por el Grupo Olini
BIBLIOGRAFIA