informe geológico

INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERÍA INGEOMINAS

GEOLOGÍA DE LA PLANCHA 210-GUATEQUE

Informe No.

Bogotá D. C., junio de 2010

República de Colombia MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA

INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERÍA

REPÚBLICA DE COLOMBIA MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA

INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERÍA INGEOMINAS

PROYECTO MINERALES INDUSTRIALES Y MATERIALES DE CONSTRUCCIÓN (SUB09-25)

ÁREA DE RECURSOS DEL SUBSUELO

GEOLOGÍA DE LA PLANCHA 210-GUATEQUE

Por:

Roberto Terraza Giovanni Moreno

José Buitrago Adrián Pérez

Diana Montoya

Bioestratigrafía por: Fernando Etayo Serna

Bogotá D. C., junio de 2010


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Geología de la Plancha 210-Guateque

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CONTENIDO

RESÚMEN………………………………………………………………………………..18 ABSTRACT……………………………………………………………………………… 20 1. INTRODUCCIÓN ......................................................................................... 22 1.1 LOCALIZACIÓN GEOGRÁFICA .................... ............................................. 22 1.2 ASPECTOS GEOGRÁFICOS Y GEOMORFOLÓGICOS ..... ....................... 24 1.3 INFRAESTRUCTURA VIAL Y URBANA .............. ....................................... 24 1.4 METODOLOGÍA ................................ .......................................................... 24 1.5 PERSONAL PARTICIPANTE ...................... ................................................ 27 1.6 AGRADECIMIENTOS ............................ ...................................................... 27 2. ESTRATIGRAFÍA .................................. ...................................................... 28 2.1 UNIDADES DEL PALEOZOICO .................... .............................................. 29 2.1.1 Grupo Farallones (DCf) Devónico - Carboní fero.................................. 29 2.1.1.1 Nombre y sección tipo ........................................................................... 29 2.1.1.2 Descripción litológica ............................................................................. 31 2.1.1.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ................................................. 32 2.2 UNIDADES DEL CRETÁCICO ..................... ............................................... 33 2.2.1 Grupo Cáqueza (K 1ca) Berriasiano – Hauteriviano .................... ......... 33 2.2.1.1 Formación Bata (K1b) Berriasiano ........................................................ 35 2.2.1.1.1 Nombre y sección tipo ....................................................................... 35 2.2.1.1.2 Descripción litológica ......................................................................... 36 2.2.1.1.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ............................................. 36 2.2.1.2 Formación Santa Rosa (K1sr) Berriasiano ............................................ 36 2.2.1.2.1 Nombre y sección tipo ....................................................................... 37 2.2.1.2.2 Descripción litológica ......................................................................... 37 2.2.1.2.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ............................................. 38 2.2.1.3 Formación Chivor (K1ch) Berriasiano. .................................................. 40 2.2.1.3.1 Nombre y sección tipo ....................................................................... 40 2.2.1.3.2 Descripción litológica ......................................................................... 40 2.2.1.3.3 Posición estratigráfica, espesor y edad ............................................. 42 2.2.1.4 Formación Lutitas de Macanal (K1m) Valanginiano. ............................. 44 2.2.1.4.1 Nombre y sección tipo ....................................................................... 44


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2.2.1.4.2 Descripción litológica ......................................................................... 44 2.2.1.4.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ............................................. 51 2.2.1.5 Formación Las Juntas (K1j) Hauteriviano ............................................. 52 2.2.1.5.1 Nombre y sección tipo ....................................................................... 52 2.2.1.5.2 Descripción litológica ......................................................................... 53 2.2.1.5.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ............................................. 57 2.2.2 Grupo Villeta (K 1K2v) Barremiano - Santoniano ........................ .......... 59 2.2.2.1 Formación Fómeque (K1f) Barremiano - Albiano temprano? ................ 59 2.2.2.1.2 Descripción litológica ......................................................................... 61 2.2.2.1.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ............................................. 62 2.2.2.2 Formación Une (K1K2u) Albiano medio - Cenomaniano ....................... 64 2.2.2.2.1 Nombre y sección tipo ....................................................................... 64 2.2.2.2.2 Descripción litológica ......................................................................... 65 2.2.2.2.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ............................................. 70 2.2.2.3 Formación Chipaque (K2cp) Cenomaniano tardío - Santoniano ........... 70 2.2.2.3.1 Nombre y sección tipo ....................................................................... 71 2.2.2.3.2 Descripción litológica ......................................................................... 71 2.2.2.3.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ............................................. 71 2.2.2.4 Formación Conejo (K2c) Coniaciano - Santoniano ............................... 72 2.2.2.4.1 Nombre y sección tipo ....................................................................... 72 2.2.2.4.2 Descripción litológica ......................................................................... 73 2.2.2.4.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ............................................. 75 2.2.2.5 Grupo Guadalupe (K2g) Campaniano - Maastrichtiano ........................ 76 2.2.2.5.1 Nombre y sección tipo ....................................................................... 77 2.2.2.5.2 Descripción litológica ......................................................................... 78 2.2.2.5.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ............................................. 83 2.2.2.6 Formación Lidita Superior (K2ls) Campaniano temprano ..................... 83 2.2.2.6.1 Nombre y sección tipo ....................................................................... 83 2.2.2.6.2 Descripción litológica ......................................................................... 84 2.2.2.6.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ............................................. 87 2.2.2.7 Formación Guaduas (K2E1g) Maastrichtiano tardío - Paleoceno temprano…………………………………………………………………………………882.2.2.7.1 Nombre y sección tipo ....................................................................... 88 2.2.2.7.2 Descripción litológica ......................................................................... 89 2.2.2.7.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ............................................. 89 2.3 UNIDADES DEL PALEÓGENO ..................... .............................................. 91 2.3.1 Formación Cacho (E 1c) Paleoceno tardío? .............................. ............ 92 2.3.1.1 Nombre y sección tipo .......................................................................... 92 2.3.1.2 Descripción litológica ............................................................................ 93


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2.3.1.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ................................................ 93 2.3.2 Formación Socha Inferior (E 1si) Paleoceno tardío? ............................ 93 2.3.2.1 Nombre y sección tipo .......................................................................... 94 2.3.2.2 Descripción litológica ............................................................................ 94 2.3.3 Formación Bogotá (E 1b) Eoceno temprano? ............................... ........ 96 2.3.3.1 Nombre y sección tipo .......................................................................... 96 2.3.3.2 Descripción litológica ............................................................................ 97 2.3.3.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ................................................ 97 2.3.4 Formación Socha Superior (E 1ss) Eoceno temprano? ....................... 98 2.3.4.1 Nombre y sección tipo .......................................................................... 98 2.3.4.2 Descripción litológica ............................................................................ 99 2.3.4.3 Posición estratigráfica, edad y espesor ................................................ 99 2.3.5 Formación Picacho (E 2P) Eoceno medio? .................................. ...... 100 2.3.5.1 Nombre y sección tipo ........................................................................ 100 2.3.5.2 Descripción litológica .......................................................................... 101 2.3.5.3 Posición estratigráfica, edad y espesor .............................................. 103 2.3.6 Formación Arenisca de El Limbo (E 2E3al) Eoceno tardío - Oligoceno temprano……… ................................................................................................. 104 2.3.6.1 Nombre y sección tipo ........................................................................ 104 2.3.6.2 Descripción litológica .......................................................................... 105 2.3.6.3 Posición estratigráfica, edad y espesor .............................................. 105 2.3.7 Formación Concentración (E 2E3co) Eoceno medio - Oligoceno medio .......................................................................................................... 105 2.3.7.1 Nombre y sección tipo ........................................................................ 105 2.3.7.2 Descripción litológica .......................................................................... 106 2.3.7.3 Posición estratigráfica, edad y espesor .............................................. 107 2.3.8 Formación San Fernando (E 3N1sf) Oligoceno – Mioceno temprano 108 2.3.8.1 Nombre y sección tipo ........................................................................ 108 2.3.8.2 Descripción litológica .......................................................................... 108 2.3.8.3 Posición estratigráfica, edad y espesor .............................................. 108 2.4 UNIDADES INCONSOLIDADAS DEL NEÓGENO (HOLOCEN O) ............ 109 2.4.1 Coluviones o depósitos de pendiente (Qco) ...................................... 109 2.4.2 Abanicos aluviales (Qab) ................ ..................................................... 110 2.4.3 Depósitos fluvioglaciares (Qfg) ......... ................................................. 111 2.4.4 Terrazas aluviales (Qtz) y Aluviones reci entes (Qal) ......................... 111 3. GEOLOGIA ESTRUCTURAL ...................... .............................................. 113 3.1 FALLAS ..................................... ................................................................ 113 3.1.1 Falla de Santa María .................... ......................................................... 113 3.1.2 Falla de Lengupá ........................ .......................................................... 114


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3.1.3 Falla de Campo Hermoso .................. .................................................. 115 3.1.4 Falla de Tesalia ........................ ............................................................. 115 3.1.5 Falla de Colombia Grande ................ ................................................... 116 3.1.6 Falla de Chámeza ........................ ......................................................... 116 3.1.7 Falla de San Eduardo .................... ....................................................... 117 3.1.8 Falla del Río Fuche ..................... .......................................................... 118 3.1.9 Falla Quebrada Negra .................... ...................................................... 119 3.1.10 Falla de Machetá ......................... .......................................................... 120 3.1.11 Falla del Río Icabuco .................... ........................................................ 121 3.1.12 Falla de Guayabal ........................ ......................................................... 122 3.1.13 Falla de Hermitaño ....................... ........................................................ 122 3.1.14 Falla del Río Garagoa .................... ....................................................... 123 3.1.15 Falla de Soapaga ......................... ......................................................... 123 3.1.1 Falla de Puente Tabla ................... ........................................................ 125 3.2 PLIEGUES ................................................................................................ 125 3.2.1 Anticlinal de Las Pavas ................. ....................................................... 126 3.2.2 Anticlinal de Pachavita ................. ....................................................... 126 3.2.3 Anticlinal de Umbavita .................. ....................................................... 127 3.2.4 Anticlinal de Garagoa ................... ........................................................ 127 3.2.5 Anticlinal de Zetaquirá ................. ........................................................ 129 3.2.6 Anticlinal de Berbeo .................... ......................................................... 129 3.2.7 Anticlinal de Paéz ...................... ........................................................... 129 3.2.8 Anticlinal de Campo Hermoso ............. ............................................... 130 3.2.9 Anticlinal del Guavio ................... ......................................................... 130 3.2.10 Anticlinal de Montecristo ................ ..................................................... 130 3.2.11 Sinclinal de Nazareth .................... ....................................................... 131 3.2.12 Sinclinal de Almeida-Mamapacha ........... ............................................ 131 3.2.13 Sinclinal de la Quebrada Cuya ............ ................................................ 131 3.2.14 Sinclinal de Pachavita ................... ....................................................... 132 3.2.15 Sinclinal de Úmbita ...................... ........................................................ 133 4. RECURSOS MINERALES ........................ ................................................. 135 4.1 YESO ......................................................................................................... 135 4.2 HIERRO ..................................................................................................... 138 4.3 ESMERALDAS ................................. ......................................................... 139 5. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS ................ .......................................... 140


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LISTA DE FIGURAS

Figura 1.

Localización geográfica Plancha 210-Guateque……………….

Pág.

23

Figura 2. Índice de vuelos aerofotográficos Plancha 210-Guateque…… 25

Figura 3.

Panorámica de la cuchilla de Guanaque donde se observa la relación discordante entre el Grupo Farallones (DCf) y la Formación Santa Rosa (K1sr), la cual se adelgaza hacia la parte alta de la cuchilla, sugiriendo “onlap” sobre la superficie erosiva………………………………………………………………. 30

Figura 4.

Cañón del río Tunjita (SW del Alto de Choma) con arenitas de cuarzo blancas, muy finas, maduras, homogéneas, compactas y silicíceas, en capas medianas a gruesas tabulares y cuneiformes del Grupo Farallones (DCf)…………. 32

Figura 5.

Capas de cuarzoarenitas grises, micáceas, pertenecientes a la Formación Batá por la carretera que de Los Cedros conduce a Teguas en el sector Las Lajas……………………… 37

Figura 6.

Vista general y detalle de la porción basal de la Formación Santa Rosa en el lecho del río Tunjita constituida por conglomerado clasto-soportado, inmaduro (fragmentos mal calibrados y subangulares) con matriz cuarzoarenítica de textura fina a muy fina…………………………………………….. 38

Figura 7.

Arcillolitas de color gris oscuro laminadas con intercalaciones de capas delgadas de chert pertenecientes a la Formación Santa Rosa. Foto tomada en la quebrada La Playonera…….. 39

Figura 8.

Valles de incisión sobre rocas del Grupo Farallones (DCf) rellenados por conglomerado matriz-soportado y clasto-soportado (algunos fragmentos con tamaños métricos) perteneciente a la base de la Formación Santa Rosa (K1sr). Foto tomada en la ribera sur del río Tunjita……………………. 39


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Figura 9 . Sección estratigráfica Formación Chivor Quebrada La Playonera Plancha 210-IV-D…………………………………….. 41

Figura 10.

Aspecto general y detalle de niveles evaporíticos (A) intercalados con conglomerados (B) en la Formación Chivor. A. Detalle de evaporita de color amarillo pálido (10 YR 8/2) con laminación mediana plana paralela continua y discontinua constituida por yeso y albita. B. Detalle de conglomerado matriz-soportado e inmaduro conformado por cantos, guijos y guijarros de evaporitas y limolitas negras…… 42

Figura 11.

Panorámica de la Formación Chivor en la mina de yeso La Roca. Se observan niveles evaporíticos de color gris claro intercalados con arcillolitas grises oscuras…………………….. 43

Figura 12.

Textura enterulítica en un nivel evaporítico constituido por yeso de la Formación Chivor en la mina de yeso La Florida al sur del municipio de Páez………………………………………… 43

Figura 13.

Expresión morfológica relativamente suave de la Formación Lutitas de Macanal en el valle del Río Lengupá en cercanías al municipio de Páez……………………………………………… 45

Figura 14.

Cresta morfológica producida por el Miembro Los Cedros (K1mc) al sureste del municipio de Campo Hermoso…………. 45

Figura 15.

Panorámica en dirección NE de la cuchilla El Peñón donde se observa el Miembro Los Cedros conformado por dos niveles arenosos (K1mci y K1mcs) separados por un nivel arcilloso; el nivel arenoso inferior se va adelgazando progresivamente hacia el W………………………………………………………….. 46

Figura 16.

Sección estratigráfica, Nivel arenoso inferior, Miembro Los Cedros, Cerro El Peñón…………………………………………. 47

Figura 17.

Marcas de arrastre de objetos y turboglifos en la base de capas delgadas de cuarzoarenitas del Miembro Los Cedros. Muestras tomadas en la vereda Alto del Divino Niño…………. 48

Figura 18.

Detalle de lodolita negra con muscovita diseminada sobre los planos de laminación……………………………………………… 49

Figura 19.

Contacto neto entre el primer segmento lodoso y el segundo segmento arenoso suprayaciente, en la parte media-alta de la Formación Lutitas de Macanal…………………………………… 49


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Figura 20 . Detalle de laminación ondulosa paralela continua en arenitas del segundo segmento en la parte media-alta de la Formación Lutitas de Macanal…………………………………… 50

Figura 21.

Panorámica del cerro Peña Blanca conformado por el segundo segmento arenoso en la parte media-alta de la Formación Lutitas de Macanal…………………………………… 50

Figura 22.

Limolita gris con laminación muy delgada plana paralela discontinua en el tercer segmento lutítico de la parte media-alta de la Formación Lutitas de Macanal……………………….. 51

Figura 23.

Limolita gris de coloración rojiza por meteorización, laminada, con pirita, muscovita y nódulos silíceos. Vía Miraflores-Páez, porción más alta de la Formación Lutitas de Macanal………… 52

Figura 24.

Expresión morfológica de los miembros litológicos que conforman a la Formación Las Juntas; el Miembro El Volador reposa concordantemente sobre la Formación Lutitas Macanal……………………………………………………………. 54

Figura 25.

Miembro Almeida de la Formación Las Juntas formando la cuchilla Loma El Peñón; litológicamente está conformado por capas gruesas y muy gruesas de cuarzoarenitas alternando con arcillolitas……………………………………………………… 55

Figura 26.

Cantera Buenos Aires en el Miembro Almeida de la Formación Las Juntas; se explotan cuarzoarenitas de textura fina y media, cemento silíceo, bien calibradas, maduras, muy compactas, en capas muy gruesas con estratificación curvada no paralela discontinua………………………………… 56

Figura 27.

Panorámica de la Formación Las Juntas con sus tres miembros litológicos El Volador (K1jv), Lutitas Intermedias (K1jli) y Almeida (K1ja). Las crestas morfológicas prominentes son originadas por los miembros arenosos El Volador y Almeida, y los valles por el Miembro Lutitas Intermedias y la Formación Lutitas de Macanal (K1m)…………………………… 57

Figura 28.

Capas gruesas y medianas de cuarzoarenitas de color amarrillo con estratificación curvada no paralela discontinua en el Miembro Almeida de la Formación Las Juntas…………. 58

Figura 29.

Estratos gruesos y medianos de arenitas de cuarzo formando canales en la parte alta del Miembro Almeida…………………. 58


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Figura 30 . Expresión morfológica relativamente suave de la Formación Fómeque con respecto a la Formación Las Juntas (unidad infrayacente) y la Formación Une (unidad suprayacente)……. 60

Figura 31.

Secuencia lodolítica-calcárea característica de la Formación Fómeque en la Plancha 210-Guateque………………………… 60

Figura 32.

Explotación artesanal para recebos de areniscas cuarzosas blancas de textura media a gruesa, maduras, bien cementadas, de la parte alta de la Formación Fómeque……. 62

Figura 33.

Nivel calcáreo de la Formación Fómeque, Río Lengupá, Plancha 210-II-A…………………………………………………… 63

Figura 34.

Secuencia arenosa, resistente a la erosión, que morfológicamente origina escarpes y cuchillas de la Formación Une........................................................................ 65

Figura 35.

Panorámica de los conjuntos litológicos de la Formación Une hacia el sector del municipio de Manta denominados informalmente como K1K2u1 (Une inferior) y K1K2u2 (Une superior)…………………………………………………………… 66

Figura 36.

Sección estratigráfica, Base Formación Une, Vía Zetaquirá-Ramiriquí, Plancha 210-II-A……………………………………… 67

Figura 37.

Afloramiento de la Formación Une constituido por capas medianas y delgadas de arenitas de cuarzo, finas, maduras, con intercalaciones de lodolitas negras arenosas…………….. 68

Figura 38.

Escarpe vertical (cuchilla Peña de Laura) conformado por areniscas de la Formación Une que contrasta fuertemente con la topografía suave de las rocas arcillosas de la Formación Fómeque……………………………………………… 68

Figura 39.

Detalle de areniscas pertenecientes a la Formación Une donde se observan capas gruesas y medianas de forma canaliforme………………………………………………………… 69

Figura 40.

Afloramiento de la Formación Une con capas gruesas de arcillolitas de color gris oscuro intercaladas con arenitas…….. 69

Figura 41.

Madrigueras horizontales en la base de un estrato de cuarzoarenita de la Formación Une……………………………. 70


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Figura 42 . Parte baje de la Formación Chipaque conformada por arcillolitas de color gris oscuro con intercalaciones tabulares de cuarzoarenitas en capas medianas; se aprecian algunos mantos delgados de carbón hacia el centro de la fotografía…. 72

Figura 43.

Panorámica de la Formación Conejo con dos segmentos morfológicamente diferenciables, uno inferior (arcilloso) de relieve suave, y otro superior (de arcillolitas con intercalaciones de arenitas) que generan crestas y valles sucesivos…………………………………………………………. 74

Figura 44.

Porción superior del segmento inferior de la Formación Conejo constituido por arcillolitas grises (altamente meteorizadas) con un nivel de limolitas silíceas intercalado que resalta morfológicamente…………………………………… 75

Figura 45.

Panorámica de la Formación Conejo en el núcleo del Anticlinal de Las Pavas…………………………………………… 75

Figura 46.

Sección estratigráfica Grupo Guadalupe, Alto El Volador, Plancha 210-I-C……………………………………………………. 79

Figura 47.

Panorámica del Grupo Guadalupe en el Alto El Volador donde morfológicamente se distinguen tres niveles, uno inferior (K2d: Arenisca Dura) y otro superior (K2lt: Arenisca de Labor y Tierna) que resaltan en la topografía separados por un nivel blando correspondiente a Los Plaeners (K2p)……..... 80

Figura 48.

Conjunto de porcelanitas color gris parduzco, en capas delgadas y medianas, plano-paralelas, con partición prismática característica (“piedra panelita”) en la parte inferior de la Formación Arenisca Dura…………………………………. 81

Figura 49.

Conjunto intercalado en una secuencia arcillosa de cuarzoarenitas de color naranja grisáceo, textura muy fina, en capas gruesas cuneiformes, maduras, muy meteorizadas y friables de la parte inferior de la Formación Plaeners………… 82

Figura 50.

Detalle de cuarzoarenitas de color gris claro y naranja amarillento pálido, textura fina a muy fina, en capas gruesas y muy gruesa cuneiformes, micáceas, glauconíticas, muy meteorizadas y friables de la parte superior de la Formación Arenisca de Labor…………………………………………………. 82


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Figura 51.

Vista Panorámica de la Formación Lidita Superior generando escarpe topográfico sobre el flanco de una estructura sinclinal 84

Figura 52.

Vista general del segmento 2 de la Formación Lidita Superior en la cantera La Cascajera……………………………………….. 86

Figura 53.

(Izquierda): Panorámica general del segmento 3 de la Formación Lidita Superior en la cantera La Cascajera. (Derecha): Detalle de capas delgadas de chert suprayacidas por una capa gruesa de fosforita………………………………… 86

Figura 54.

Panorámica del segmento 4 de la Formación Lidita Superior en la cantera La Cascajera compuesto por capas delgadas de cherts con fosforitas intercaladas……………………………. 87

Figura 55.

Detalle de cherts y fosforitas en el segmento 4 de la Formación Lidita Superior en la cantera La Cascajera. (Izquierda): Chert negro intercalado con capas delgadas de fosforita. (Derecha): Aspecto de una capa gruesa de fosforita clasificada como packstone fosfático de peloides y restos de peces………………………………………………………………. 87

Figura 56.

Expresión geomorfológica (colinas bajas y valles poco profundos) de la Formación Guaduas (K2E1g) entre las formaciones Arenisca de Labor y Tierna (K2lt) y Socha Inferior (E1si)………………………………………………………………. 90

Figura 57.

Manto de carbón de aproximadamente 0,4 m de espesor intercalado en arcillolitas grises, meteorizadas, de la Formación Guaduas………………………………………………. 90

Figura 58.

Nivel de aproximadamente 11 m de espesor hacia la parte media de la Formación Guaduas constituido por cuarzoarenitas de textura media, limpias, submaduras, friables, en secuencias de canales amalgamados con estratificación interna inclinada decimétrica……………………. 91

Figura 59.

Cuchilla Juncal formada por arenitas de cuarzo de la Formación Socha Inferior (E1si) infrayacidas por rocas arcillolíticas de la Formación Guaduas (K2E1g) con morfología más suave………………………………………………………….. 94


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Figura 60.

Conjunto de capas medianas a gruesas de arenitas de cuarzo de textura muy fina pertenecientes a la parte superior de la Formación Socha Inferior…………………………………. 95

Figura 61.

Arenitas de cuarzo de textura fina, submaduras, en capas medianas y gruesas con estratificación interna inclinada (tangencial a la base de los estratos) de escala decimétrica, meteorizadas, pertenecientes a la base de la Formación Socha Inferior……………………………………………………… 96

Figura 62.

Valle de morfología suave generado por rocas arcillosas de la Formación Socha Superior (E1ss) suprayacidas por arenitas de la Formación Picacho (E2p) con morfología escarpada…. 98

Figura 63.

Panorámica de la cuchilla Las Flores (parte central con vegetación) formada por cuarzoarenitas de la Formación Picacho……………………………………………………………. 100

Figura 64.

Afloramiento en la base de la Formación Picacho conformado por bancos muy gruesos de cuarzoarenitas blancas de textura media y gruesa con lechos de guijarros de cuarzo lechoso; la roca es submadura, algo lítica (1-2%), friable y con estratificación interna inclinada decimétrica……………… 101

Figura 65.

Panorámica de una cantera de arena localizada en la base de la Formación Picacho por la vía Sisa-Úmbita……………… 109

Figura 66.

Cantera de arena en la base de la Formación Picacho conformada por cuarzoarenitas de color rosa grisáceo, textura fina, submaduras, muy friables, altamente meteorizadas, en capas gruesas y muy gruesas con estratificación interna inclinada decimétrica…………………… 102

Figura 67.

Panorámica de la Formación Picacho donde se aprecian tres segmentos litológicos, dos arenosos (E2pi y E2ps) separados por un segmento arcilloso (E2pm)……………………………….. 104

Figura 68.

Expresión morfológica relativamente suave de la Formación Concentración (E2E3co) que contrasta fuertemente con el escarpe subvertical que origina las arenitas de la Formación Picacho (E2p) que le infrayacen…………………………………. 106


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Figura 69 . Cantera abandonada donde se explotaba arena y gravilla fina desarrollada sobre un nivel muy grueso (12-15 m de espesor) de conglomerado arenoso de coloración rojiza con guijarros redondeados de cuarzo lechoso intercalado en una sucesión de lodolitas y arcillolitas grises con moteado púrpura y rojo perteneciente a la base de la Formación Concentración……. 107

Figura 70.

Topografía suave generada por coluviones (Qco) que cubren a la Formación Fómeque por la vía que conduce de Páez a Miraflores (210: C10); en la parte central se alcanzan a observar bloques de arenitas sobre la pendiente del terreno… 110

Figura 71.

Cantera artesanal sobre un coluvión en inmediaciones del casco urbano de San Eduardo utilizada para recebo…………. 110

Figura 72.

Abanico aluvial (Qab) compuesto por bloques y fragmentos heterométricos de arenitas en matriz finogranular mal calibrada sobre la ladera oriental del Río Garagoa (aproximadamente a 2 km al sureste de Chinavita) cubriendo rocas de la Formación Fómeque (K1f); a la izquierda aparece la porción basal de la Formación Une (K1K2u)……….............. 111

Figura 73.

Trazo aproximado de la Falla de Lengupá en la vereda San Carlos (municipio de Campo Hermoso) controlando el curso del Río Lengupá y afectando rocas de la Formación Lutitas de Macanal (K1m)………………………………………………… 114

Figura 74.

Capas verticalizadas de la Formación Lutitas de Macanal por acción de la Falla de Lengupá…………………………………… 115

Figura 75.

Trazo aproximado de la Falla de San Eduardo sobre la margen norte del Río Lengupá al sureste de Miraflores; la falla produce truncamiento (izquierda) y replegamiento (parte central con pliegue sinclinal volcado) de niveles arenosos en la Formación Las Juntas (K1j) la cual está en contacto fallado con las Lutitas de Macanal (K1m)………………………………. 117

Figura 76.

Detalle de sinclinal volcado con vergencia al oriente asociado a la Falla de San Eduardo; el pliegue se desarrolla en rocas arenosas de la Formación Las Juntas………………………….. 118


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Figura 77.

Vista hacia el Río Fuche donde se observa el trazo aproximado de la Falla del Río Fuche que pone en contacto a la parte inferior de la Formación Une (K1K2u) y un segmento arenoso en la parte superior de la Formación Fómeque (K1fa)………………………………………………………………. 119

Figura 78.

Trazo aproximado de la Falla Quebrada Negra por la vereda Serranía (occidente de la inspección de policía de Los Cedros) truncando la continuidad hacia el noreste del Miembro Los Cedros (K1mc) perteneciente a la Formación Lutitas de Macanal (K1m)………………………………………… 120

Figura 79.

Trazo aproximado de la Falla del Río Icabuco que pone en contacto rocas del Grupo Guadalupe (K2d= Arenisca Dura, K2p= Plaeners, K2lt= Labor y Tierna) y Formación Guaduas (K2E1g) que hacen parte del flanco oriental de un sinclinal (rocas buzando suavemente al NW) sobre rocas de la Formación Guaduas (K2E1g) con buzamientos altos al SE pertenecientes al flanco W del Sinclinal de Úmbita…………… 121

Figura 80.

Trazo en superficie de la Falla de Guayabal por la vía Chinavita-Tibaná cerca a la confluencia de los ríos Garagoa y Fusavita. En la foto se observa un pliegue anticlinal asimétrico que termina contra la falla, posiblemente estas dos estructuras estén relacionadas genéticamente. El plano de falla se orienta N60°E/42°NW…………………………………… 122

Figura 81.

Trazo aproximado de la Falla Hermitaño en los nacimientos de la quebrada La Colorada. En este sitio la Formación Labor y Tierna (K2lt) del Grupo Guadalupe está sobre la Formación Guaduas (K2E1g), ambas buzando al sureste…… 123

Figura 82.

Roca cizallada y replegada con inversiones por efecto tectónico de la Falla de Soapaga perteneciente a la Formación Socha Inferior (cuarzoarenitas con 3-5% de líticos, grano medio, submaduras y friables). En la parte izquierda de la foto las rocas se orientan N65°E/66°SE y a la derecha N65°E/61°NW…………………………………………………….. 124

Figura 83.

Pliegues de segundo orden (anticlinales y sinclinales suaves) desarrollados en la Formación Fómeque en cercanías a los municipios de Tenza y La Capilla……………………………… 125


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Figura 84 . Panorámica del Anticlinal de Las Pavas sobre la ladera sur del Río Turmequé; la estructura es cerrada con plano axial subvertical e inmersión moderada tanto al suroeste como al noreste; en el núcleo aparece la Formación Conejo (K2c) y en los flancos la Formación Arenisca Dura (K2d)……………….. 126

Figura 85.

Trazo aproximado en superficie de los pliegues anticlinal y sinclinal de Pachavita desarrollados en rocas de la Formación Une………………………………………………………………… 127

Figura 86.

Trazo aproximado en superficie del eje del Anticlinal de Umbavita en cuyo núcleo afloran rocas de la parte superior del Miembro Almeida (K1ja) de la Formación Las Juntas y en los flancos rocas de la Formación Fómeque (K1f); la estructura es asimétrica con el flanco oriental más inclinado que el occidental…………………………………………………… 128

Figura 87.

Trazo aproximado en superficie del eje del Anticlinal de Garagoa en cuyo núcleo aflora el Miembro El Volador (K1jv) perteneciente a la base de la Formación Las Juntas suprayacido por el Miembro Lutitas Intermedias (K1jli)………. 128

Figura 88.

Trazo aproximado en superficie de los pliegues sinclinal y anticlinal de Zetaquirá en la vereda Patanoa (municipio de Zetaquirá) desarrollados en la Formación Fómeque (K1f) y Une (K1K2u)………………………………………………………. 129

Figura 89.

Vista del Cerro Mamapacha conformado por rocas de la Formación Une en posición subhorizontal; el cerro se localiza sobre al flanco oriental del Sinclinal de Almeida-Mamapacha.. 132

Figura 90.

Trazo aproximado en superficie del eje del Sinclinal de la Quebrada Cuya, nucleado por rocas de la porción inferior de la Formación Fómeque…………………………………………… 132

Figura 91.

Trazo aproximado en superficie del eje del Sinclinal de Pachavita desarrollado en rocas de la Formación Une en cercanías al municipio de Pachavita; la estructura es suave, subvertical, con inmersión débil a moderada al noreste……… 133

Figura 92.

Trazo aproximado en superficie del eje del Sinclinal de Úmbita en cuyo núcleo aparecen rocas de la Formación Concentración (E2E3co); el pliegue es suave, subvertical, con inmersión débil al noreste……………………………………….. 134


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Figura 93 . Panorámica de la mina de yeso La Florida localizada al sur del municipio de Paéz en rocas lodolíticas negras de la Formación Chivor; en la base de la secuencia se observa un nivel muy grueso evaporítico intercalado; la estratificación se orienta N45°W/30°NE…………………………………………… . 136

Figura 94.

Panorámica de la mina de yeso La Roca localizada al oriente del municipio de Paéz; en la secuencia lodolítica negra de la Formación Chivor se observan algunos niveles evaporíticos intercalados; la roca se orienta N52°E/20°NW………………. 136

Figura 95.

Seudomorfos nodulares y lenticulares de evaporitas (incluye yeso) en la secuencia lodolítica de color negro perteneciente a la Formación Chivor…………………………………………… 137

Figura 96.

Yeso asociado con calcita en lentes, nódulos y láminas de forma enterulítica alternando con láminas albitizadas ondulosas y lenticulares………………………………………… 137

Figura 97.

Bancos tabulares, medianos a gruesos, ferruginosos en la Formación Fómeque en cercanías al municipio de Guayatá.. 138

Figura 98.

Afloramiento puntual (3 m de largo por 2 m de alto) donde se aprecia una vena de siderita encajada en roca meteorizada de coloración rojiza, replegada y cizallada, perteneciente a la Formación Fómeque………………………………………………. 138

Figura 99.

Antiguo socavón abandonado para explotación de esmeraldas realizado en rocas de coloración negra y roja pertenecientes a la Formación Santa Rosa al sur de Campo Hermoso…………………………………………………………… 139

Figura 100.

Limolitas con capas de micritas de color gris donde se observa un antiguo túnel de exploración para esmeraldas realizado en limolitas no calcáreas con venas de cuarzo y carbonato de calcio…………………………............................... 139


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RESUMEN

La Plancha 210-Guateque se ubica al oriente de Bogotá, sobre el borde E de la Cordillera Oriental, sitio en el cual afloran rocas sedimentarias que abarcan el intervalo Paleozoico-Cuaternario, cubiertas en varios sectores por depósitos sedimentarios recientes de origen coluvial, fluvioglaciar y aluvial.

La sucesión litoestratigráfica en la Plancha 210-Guateque inicia con una secuencia basal areno-lodosa del Paleozoico superior correspondiente al Grupo Farallones, sobre la cual descansan inconformemente las unidades basales del Cretácico inferior (Formación Batá o Santa Rosa y Chivor) en las cuales se registra los primeros avances del mar Cretácico sobre esta región.

La invasión marina se dio sobre una cuenca extensional de tipo “rift” activa desde el periodo Triásico hasta finales del Cretáceo temprano dando lugar a una espesa secuencia sedimentaria “sinrift” constituida por las unidades basales antes citadas y las formaciones Lutitas de Macanal, Las Juntas, Fómeque y la porción inferior de la Formación Une. Este marco tectónico implicó fallamiento activo concomitante con la sedimentación y subsidencia tectónica diferencial lo que originó variaciones de espesor y cambios laterales de facies en las unidades involucradas, hecho que es evidente en las formaciones del piso Berriasiano (Batá o Santa Rosa), las cuales corresponden a unidades coetáneas y heterópicas. La Formación Chivor (estratigráficamente encima de la Formación Santa Rosa e importante por sus niveles de yeso) hace parte también de la fase de sedimentación “sinrift”.

La fase de sedimentación “post-rift” está constituida por las formaciones Une (porción media y superior), Chipaque, Grupo Guadalupe (formaciones Arenisca Dura, Plaeners, Labor y Tierna) y Guaduas. En el extremo NW de la plancha (Anticlinal de Las Pavas y pliegues relacionados) aparecen las formaciones Conejo y Lidita Superior, esta última considerada como unidad coetánea y heterópica de la Formación Arenisca Dura, localizada en la base del Grupo Guadalupe.

Las formaciones del Paleógeno como Cacho y Bogotá o Socha Inferior, Socha Superior y Concentración en el área del Sinclinal de Úmbita o la Arenisca de El Limbo y Formación San Fernando en el Sinclinal de Nazareth, representan la fase de sedimentación previa a la inversión del “rift”.

Los rellenos cuaternarios de la Plancha 210-Guateque (Abanicos aluviales, Coluviones, Depósitos fluvioglaciares, Terrazas aluviales y Aluviones recientes) son los productos finales de la fase de sedimentación simultánea a la inversión del “rift”.

Como estructuras geológicas importantes para destacar en la Plancha 210-Guateque, está el basamento paleozoico que aflora en el núcleo del Anticlinal de


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Montecristo, al sur de la inspección de Policía de Los Cedros; este basamento, conformado por rocas del Grupo Farallones, representa los últimos afloramientos hacia el norte del Macizo de Quetame. Otros pliegues importantes por su amplitud y extensión geográfica son los sinclinales de Úmbita (NW de la plancha), Nazareth (esquina SE de la plancha) y Almeida-Mamapacha (porción central de la plancha) con sus respectivos pliegues anticlinales, los cuales son más estrechos y menos continuos, por efecto de las fallas que afectan a estas estructuras. Los pliegues anticlinales de Las Pavas y Pachavita están relacionados al Sinclinal de Úmbita, los anticlinales de Garagoa y Páez al Sinclinal de Almeida-Mamapacha y los anticlinales de Campo Hermoso y Guavio al Sinclinal de Nazareth.

El fallamiento geológico más prominente está localizado tanto al NW como al SE de la Plancha 210-Guateque. Al costado suroriental las fallas que afectan las rocas son estructuras regionales orientadas SW-NE, que se extienden por decenas de kilómetros y corresponden a fallas inversas con salto transcurrente y vergencia SE, que hacen parte del sistema de fallas del piedemonte llanero (fallas de Lengupá, Santa María, Campo Hermoso, Tesalia, Colombia Grande o Chámeza). Al costado noroccidental se presenta fallamiento inverso y algunas de estas estructuras evidencian salto transcurrente; las fallas se orientan SW-NE con vergencia tanto al SE como al NW (fallas de Machetá, Río Icabuco, Guayabal Río Garagoa, Soapaga o Río Fuche).

Los principales recursos minerales de la Plancha 210-Guateque están representados por los yesos de los municipios de Páez, Macanal y Campo Hermoso en rocas de la Formación Chivor, las capas de roca fosfórica en las formaciones Arenisca Dura o Lidita Superior, y algunos reportes de minería de esmeraldas en la Formación Santa Rosa. Hay mucho potencial para materiales de construcción en varias unidades geológicas, específicamente para agregados pétreos, recebos, material para base y sub-base de vías, y areniscas cuarzosas para la industria del vidrio; al respecto se destacan los niveles arenosos del Grupo Farallones, Miembro Los Cedros de la Formación Macanal y de las formaciones Las Juntas, Fómeque, Une, Chipaque y Grupo Guadalupe. Las areniscas cuarzosas friables de las formaciones cretácicas Arenisca Tierna y Labor, así como de varias formaciones paleógenas como Cacho, Socha Inferior, Arenisca de El Limbo, Picacho y Concentración, se utilizan como areneras para la industria de la construcción, sin embargo, también podrían ser utilizadas para la industria del vidrio. En la Formación Guaduas es muy tradicional la explotación de carbón, no obstante, también se observa potencial en los dos o tres niveles arenosos intercalados en la secuencia arcillosa para la industria del vidrio y como areneras para la construcción.


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ABSTRACT

The Map 210-Guateque is located east of Bogota, on the edge E of the Eastern Cordillera site where sedimentary rocks outcrop comprising the Paleozoic-Quaternary interval, in various sectors covered by recent sedimentary deposits of colluvial origin, and fluvioglaciar alluvium.

The stratigraphic succession in the Map 210-Guateque begins with a basal sand-muddy sequence of Upper Paleozoic corresponding at the Farallones Group, on which rest unconformably basal units of the Lower Cretaceous (Bata or Santa Rosa Formation and Chivor) in which is recorded in the early Cretaceous sea advances over this region.

The marine invasion occurred on an extensional basin type "rift" active from the Triassic period until the end of early Cretaceous resulting in a thick sedimentary sequence "synrift" formed by the basal units above and the formations Lutitas de Macanal, Las Juntas, Fomeque and the lower portion of the Une Formation. This tectonic framework involved active faulting concomitant with the sedimentation and tectonic subsidence which caused variations in thickness and lateral facies changes in the units involved, a fact that is evident in the formations Bata or Santa Rosa of the Berriasian, which correspond with heteropics and contemporary units. The Chivor Formation (stratigraphically above the Santa Rosa Formation and significant for their levels of gypsum) is also part of sedimentation process "synrift.

The sedimentation process, "post-rift" is constituted by the formations Une (middle and upper portion), Chipaque, Guadalupe Group (Arenisca Dura formations, Plaeners, Labor-Tierna) and Guaduas Formation. In the NW of the Map 210-Guateque (Las Pavas Anticline and related folds) are the Conejo and Lidita Superior formations, the latter regarded as heteropic and contemporary unit of the Arenisca Dura Formation, located at the base of the Guadalupe Group.

The Paleogene formations as Cacho and Bogota or Socha Inferior, Socha Superior and Concentration in the area of the Úmbita Syncline or Arenisca de El Limbo Formation and San Fernando Formation in the Nazareth Syncline represent the sedimentation process prior to inversion " rift".

The Quaternary deposits of the Map 210-Guateque (alluvial fans, colluvium, fluvioglaciar deposits, alluvial terraces and recent alluvium) are the latest products of the sedimentation process simultaneously to inversion " rift".

As important geological structures in the Map 210-Guateque is the Paleozoic basement exposed in the core of the Montecristo Anticline, south of town Los Cedros; this basement, part of Farallones Group, represents the last outcrops north of the Massif Quetame. Other major folds are the synclines of Úmbita (NW of the Map 210-Guateque), Nazareth (SE of the Map 210-Guateque) and Almeida-


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Mamapacha (central portion of the Map 210-Guateque) with their anticlinal folds, which are more narrower and less continuous, because the faults that affect these structures. The Las Pavas and Pachavita anticlines are related to Úmbita Syncline, the Garagoa and Paez anticlines are related to Almeida-Mamapacha Syncline and the Campo Hermoso and Guavio anticlines are related to Nazareth Syncline.

The most prominent geological faulting is localized to both the NW and SE of the zone. The southeast side of the Map 210-Guateque the faults are regional structures oriented SW-NE, which extend over tens of kilometers and correspond to reverse faults with transcurrent motion and SE verging, which are part of the fault system of the foothills of the Colombian Eastern Cordillera (Lengupá, Santa Maria, Campo Hermoso, Tesalia, Colombia Grande or Chámeza faults). The northwestern side shows reverse faulting with transcurrent motion; the faults are oriented SW-NE verging both the SE and the NW (Machetá, Rio Icabuco, Guayabal, Rio Garagoa, Soapaga or Rio Fuche faults).

The main mineral resources of the Map 210-Guateque are represented by gypsum of the municipality of Páez, Macanal and Campo Hermoso in Chivor Formation rocks, the layers of phosphate rock in the Arenisca Dura and Lidita Superior formations, and some reports of emerald mining in the Santa Rosa Formation. There is much potential for building materials in various geological units, specifically for aggregates, ballast, material for base and sub-base of roads, and quartz arenite for glass industry, highlights the sandy levels of the Farallones Group, Los Cedros Member (Macanal Formation) and the formations Las Juntas, Fomeque, Une, Chipaque and Guadalupe Group. Friable quartz sandstones of the cretaceous formations Arenisca Tierna and Labor, and several Paleogene formations as Cacho, Socha Inferior, Arenisca de El Limbo, Picacho and Concentration, are used as sandstone for the construction industry, however, could also be used for the glass industry. Guaduas Formation is very traditional coal mining, however, there is also potential in the two or three sandy layers intercalated in clay sequence for the glass industry and construction industry.

INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍAY MINERÍA

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1. INTRODUCCIÓN

Una vez finalizada la exploración geológica del Cinturón Esmeraldífero Oriental por INGEOMINAS en los años 2006 y 2007 (Terraza et al., 2008; Montoya et al., 2008), cinturón localizado en el cuadrángulo K-12, Guateque (Ulloa et al., 1975) y en el cual se realizó nueva cartografía geológica y el replanteamiento de la nomenclatura estratigráfica para la parte basal del Cretáceo (Grupo Cáqueza), se vio la necesidad de actualizar la plancha norte de dicho cuadrángulo (correspondiente a la Plancha 210-Guateque) debido a los cambios sustanciales realizados, tanto en cartografía geológica como en nomenclatura estratigráfica, lo que justificó que los usuarios del instituto tuvieran una nueva perspectiva de la geología de Plancha 210-Guateque.

Este informe corresponde a la memoria explicativa de la nueva versión de la Geología de la Plancha 210-Guateque. Gran parte de la información estratigráfica y parcialmente de las estructuras geológicas se tomó del informe realizado por Terraza et al. (2008) sobre la geología del Cinturón Esmeraldífero Oriental.

1.1 LOCALIZACIÓN GEOGRÁFICA

La mayor parte de los 2.400 km2 que conforman el área de la Plancha 210-Guateque están localizados al sur del departamento de Boyacá y sólo una pequeña porción en el departamento de Cundinamarca aledaña a los municipios de Villapinzón, Tibirita y Manta.

Las poblaciones más importantes son Guateque, Garagoa y Miraflores que son las capitales de las provincias de Oriente, Neira y Lengupá, respectivamente; otros municipios menos importantes son Chinavita, Pachavita, Úmbita, Somondoco, Guayatá, Tenza, Macanal, Tibaná, La Capilla, Sutatenza, Zetaquirá, Berbeo, San Eduardo, Páez y Campo Hermoso (Figura 1 ).

Los vértices de la plancha presentan las siguientes coordenadas planas con origen Bogotá: Vértice NW (X = 1.080.000 m. N; Y = 1.060.000 m. E), Vértice NE (X = 1.080.000 m. N; Y = 1.120.000 m. E), Vértice SW (X = 1.040.000 m. N; Y = 1.060.000 m. E) y Vértice SE (X = 1.040.000 m. N; Y = 1.120.000 m. E).


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1.2 ASPECTOS GEOGRÁFICOS Y GEOMORFOLÓGICOS

La Plancha 210-Guateque se ubica en el borde E de la Cordillera Oriental, sitio montañoso de piedemonte caracterizado por relieve moderado a fuerte con drenaje subparalelo y subdendrítico de densidad media. Es característica de la región los valles juveniles, profundos y con laderas muy empinadas, no obstante, se observan áreas locales con topografía suave producto de las acumulaciones de sedimento durante el periodo Cuaternario. Las máximas alturas se encuentran en la cuchilla Los Cristales con 3.200 m. s. n. m. (210: D2, municipio de Úmbita) y cuchilla Peña Laura con 3.400 m.s.n.m. (210: A11, municipio de Zetaquirá); la altura mínima es de 600 m. s. n. m. en el cauce del Río Lengupá al SE del municipio de Campo Hermoso (210: H12).

Los ríos que drenan las áreas cartografiadas pertenecen a la cuenca hidrográfica del río Meta; los más importantes son los ríos Garagoa o Batá, Somondoco, Fusavita, Tunjita, Lengupá y Upía.

1.3 INFRAESTRUCTURA VIAL Y URBANA

A la Plancha 210-Guateque se puede ingresar por la carretera Bogotá-Tunja hasta el embalse del Sisga y desde allí tomar al oriente para comunicarse con las poblaciones de Guateque, Garagoa, Macanal, Campo Hermoso y Miraflores, o ir hasta Tierranegra y desviar a Jenesano, Tibaná, Chinavita y Garagoa, o desde Ventaquemada dirigirse a Turmequé y Úmbita. Un segundo acceso se puede realizar por la carretera Tunja-Garagoa pasando por las poblaciones de Tibaná y Chinavita o tomar el desvío a Zetaquirá, Miraflores y Páez antes de la población de Jenesano.

Desde estas vías principales existen carreteras secundarias (sin pavimentar, pero relativamente en buen estado), carreteables y caminos que conectan a toda la plancha.

1.4 METODOLOGÍA

Para la elaboración del informe y mapa de la Plancha 210-Guateque, se llevaron a cabo las siguientes labores:

• Fotointerpretación

Inicialmente se compilaron aerofotografías a escala aproximada entre 1:30.000 y 1:60.000, distribuidas en vuelos en sentido N-S o NW-SE y varias escenas Landsat TM en falso color a escala 1:50.000 y 1:100.000; esta información se compiló en bases topográficas del IGAC a escala 1:25.000 y 1:100.000 (Figura 2 ).


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• Labores de Campo

La etapa de campo se ejecutó en cinco comisiones de 22 días. La información de campo se recopiló sobre planchas topográficas a escala 1:25.000; luego, mediante método de escaneo digital y posterior reducción de escala, se compiló toda la información a escala 1:100.000.

Además de la cartografía geológica de las distintas unidades litoestratigráficas, el trabajo de campo consistió en muestreo de roca para análisis paleontológicos, petrográficos y mineralógicos. En la cartografía la secuencia litológica se controló mediante levantamiento de columnas estratigráficas y datación bioestratigráfica con amonitas realizada por el Dr. Fernando Etayo Serna, ya sea directamente en el campo o en la oficina, lo cual permitió determinar cambios entre intervalos estratigráficos específicos y la comparación entre cuerpos litológicos contemporáneos, así como la determinación del salto de las fallas geológicas.

Para la descripción y clasificación de rocas sedimentarias se consideraron los siguientes autores:

1. Para las arenitas se utilizó Folk (1954) y Pettijohn et al. (1973).

2. Para las rocas sedimentarias calcáreas se consideró a Dunham (1962) y Folk (1962). Para el caso de lutitas se utilizó a Folk (1954, 1974). Se utilizó el término “shale” como sinónimo de lutita físil o lutita laminada.

3. Para los rocas silíceas se utilizó la metodología propuesta por Hallsworth & Knox (1999), en donde el chert es una roca silícea densa, muy dura, con brillo vítreo y fractura concoidea, y la porcelanita o lidita es una roca silícea impura, menos dura, con textura, brillo y fractura similar a la de la porcelana.

4. Para las calizas con componentes orgánicos originalmente unidos durante el depósito se utilizó la clasificación de Embry & Klovan (1971) y James (1984).

La descripción de estructuras se realizó con base en las distintas clasificaciones consideradas por Ragan (1980), que para el caso de pliegues tiene en cuenta el ángulo entre flancos, el buzamiento de la superficie de charnela (que define la simetría del pliegue) y el ángulo de inclinación de la línea de charnela (inmersión del pliegue); para las fallas considera el salto o movimiento relativo de la falla, medido u observado, de un bloque con respecto al otro.


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• Elaboración del Informe Final

Después del análisis de la información obtenida en campo, de las columnas estratigráficas y la información bibliográfica, se redactó la memoria explicativa de la geología de la Plancha 210-Guateque.

Para la ubicación de sitios geográficos, estructuras geológicas y unidades litoestratigráficas, se tuvo en cuenta la numeración que realiza el IGAC de las bases topográficas a escala 1:100.000 y su división en cuadrículas de 5 km de lado; las cuadrículas se identifican con números del 1 al 12, en sentido de oeste a este (horizontal), y en sentido de norte a sur (vertical), con letras de la A hasta la H, de tal forma que la población de Garogoa se localizaría en la cuadrícula 210: F4.

Para mayor facilidad del lector y su posterior ubicación en el campo, las figuras correspondientes a fotografías tienen en su leyenda explicativa las coordenadas planas con origen Bogotá y su correspondiente orientación, es decir el sentido en que fueron tomadas.

1.5 PERSONAL PARTICIPANTE

Los geólogos que realizaron la cartografía geológica de la Plancha 210-Guateque fueron Roberto Terraza (planchas 210-I-B, 210-I-C, 210-I-D, 210-III-A, 210-III-B, 210-III-D), Giovanni Moreno (planchas 210-II-C, 210-III-C, 210-IV-A, 210-IV-B), José Buitrago (210-II-A, 210-IV-C), Adrián Pérez (planchas 210-II-B, 210-II-D, 210-IV-C) y Diana Montoya (210-I-A). El levantamiento de secciones estratigráficas estuvo a cargo de los geólogos Roberto Terraza, Diana Montoya, Adrián Pérez y José Buitrago. La edición final tanto del mapa como de la memoria para publicación estuvo a cargo del geólogo Roberto Terraza.

1.6 AGRADECIMIENTOS

Los autores del presente informe agradecen al Dr. Fernando Etayo Serna por sus invaluables y continuos aportes en la geología regional, estratigrafía y en la determinación del material paleontológico.


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2. ESTRATIGRAFÍA

El área de la Plancha 210-Guateque se ubica al oriente de Bogotá, sobre el borde oriental de la cordillera, sitio en el cual afloran rocas sedimentarias paleozoicas, cretácicas y paleógenas, cubiertas en algunos sectores por depósitos sedimentarios cuaternarios de origen fluvioglaciar, coluvial y aluvial.

La sucesión litoestratigráfica en la Plancha 210-Guateque inicia con una secuencia basal areno-lodosa del Paleozoico superior correspondiente al Grupo Farallones (Segovia & Renzoni, 1965), sobre la cual descansan inconformemente las unidades basales del Cretácico inferior (Formación Batá o Santa Rosa y Chivor) en las cuales se registra los primeros avances del mar Cretácico sobre esta región.

La invasión marina se dio sobre una cuenca extensional de tipo “rift” activa desde el periodo Triásico hasta finales del Cretáceo temprano dando lugar a una espesa secuencia sedimentaria “sinrift” constituida por las unidades basales antes citadas y las formaciones Lutitas de Macanal, Las Juntas, Fómeque y la porción inferior de la Formación Une (Etayo, et al., 1969; Fabre, 1987; Etayo et al., 1997; Sarmiento 2001; Mora et al., 2006). Este marco tectónico implicó fallamiento activo concomitante con la sedimentación y subsidencia tectónica diferencial lo que originó variaciones de espesor y cambios laterales de facies en las unidades involucradas (Guerra, 1972; Mora et al., 2006), hecho que es evidente en las formaciones del piso Berriasiano (Batá y Santa Rosa), las cuales corresponden a unidades coetáneas y heterópicas. La Formación Chivor (estratigráficamente encima de la Formación Santa Rosa e importante por sus niveles de yeso) hace parte también de la fase de sedimentación “sinrift”.

La fase de sedimentación “post-rift” está constituida por las formaciones Une (porción media y superior), Chipaque, Grupo Guadalupe (formaciones Arenisca Dura, Plaeners, Labor y Tierna) y Guaduas. Sobre el flanco W del Sinclinal de Úmbita aparecen las formaciones Conejo y Lidita Superior, esta última considerada como unidad coetánea y heterópica de la Formación Arenisca Dura, localizada en la base del Grupo Guadalupe.

Las formaciones del Paleógeno como Cacho y Bogotá o Socha Inferior, Socha Superior y Concentración en el área del Sinclinal de Úmbita o la Arenisca de El Limbo en el Sinclinal de Nazareth, representan la fase de sedimentación previa a la inversión del “rift”.


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Los rellenos cuaternarios de la Plancha 210-Guateque (Abanicos aluviales, Coluviones, Depósitos fluvioglaciares, Terrazas aluviales y Aluviones recientes) son los productos finales de la fase de sedimentación simultánea a la inversión del “rift”.

2.1 UNIDADES DEL PALEOZOICO

El Grupo Farallones es la unidad litoestratigráfica que representa al Paleozoico en la Plancha 210-Guateque. Constituye un basamento sedimentario (areno-lodoso) del Paleozoico superior, sobre el cual ocurrieron los primeros avances del mar Cretácico en esta región, razón por la cual se acumularon discordantemente las unidades basales del Cretácico inferior conocidas como formaciones Batá o Santa Rosa.

2.1.1 Grupo Farallones (DCf) Devónico - Carbonífero

El Grupo Farallones en la Plancha 210-Guateque representa los afloramientos más septentrionales del Macizo de Quetame; el grupo constituye una potente sucesión sedimentaria, predominantemente siliciclástica, con arenitas, limolitas y lodolitas muy compactas, de coloración gris. La gran compactación y dureza de estas rocas las hace óptimas para material de recebo o agregados para concreto, especialmente los niveles arenosos.

La unidad origina áreas de topografía muy escarpada (como en el núcleo del Anticlinal de Montecristo, 210: H7-H8) donde forma la cuchilla de Guaneque y el Alto de Choma; estas geoformas están separadas por un valle muy profundo, boscoso y difícilmente accesible, tallado por el río Tunjita (Figura 3 ).

En la Plancha 210-Guateque los afloramientos están restringidos al cierre estructural del Anticlinal de Montecristo al sur de la inspección de policía de los Cedros. La exposición de la roca es a lo largo del río Tunjita en afloramientos puntuales.

2.1.1.1 Nombre y sección tipo

El nombre y rango fue asignado por Segovia & Renzoni (1965), quienes identifican una secuencia sedimentaria que reposa discordantemente sobre rocas del Grupo Quetame y la Granodiorita de La Mina, a la cual denominaron Grupo Farallones. El nombre proviene de la cuchilla de Los Farallones, ubicada al occidente del municipio de Medina.

Otros autores mencionan estas rocas en trabajos anteriores con sentidos diferentes. En el sector de Gachalá, la primera mención pertenece a Stutzer


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(1934), refiriéndose a rocas del Carbonífero, quien las agrupa junto a rocas del Piso de Villeta en “Los estratos de Gachalá”.

Royo y Gómez (1945), clasifica los fósiles (corales, crinoideos, briozoos, braquiópodos, lamelibranquios, gasterópodos y trilobites) colectados por Suárez (1945) al noreste de Gachalá e indica que parte de “Los estratos de Gachalá” de Stutzer (1934) pertenecen al Cretácico inferior y propone restringir el término “Estratos de Gachalá” o Formación Gachalá solamente a las capas del Carbonífero y deja por afuera a las rocas del Piso de Villeta.

Figura 3. Panorámica de la cuchilla de Guanaque donde se observa la relación discordante entre el Grupo Farallones (DCf) y la Formación Santa Rosa (K1sr), la

cual se adelgaza hacia la parte alta de la cuchilla, sugiriendo “onlap” sobre la superficie erosiva. Vista tomada hacia el SW desde el punto con coordenadas (N:

1.042.071, E: 1.095.536, Z: 1.400).

En la sección del río Batá, al sur del área de estudio (plancha 229-Gachalá), Bürgl (1960) identifica el “Devoniano medio” que consta de “esquistos arcillosos grises y negros, micáceos y a veces cuarcíticos, entre los cuales están intercalados bancos delgados y fajas de conglomerados finos y de areniscas cuarcíticas, los conglomerados son particularmente frecuentes en las partes basales del Devoniano y se pierden progresivamente hacia arriba”.

En la quebrada Las Moyas (NW de Santa María de Batá), Bürgl (1960), identifica el Carbonífero, el cual consta de “argilitas cuarcíticas y de cuarcitas multicolores relativamente monótonas, los colores cambian rápidamente entre verde, rojizo, purpúreo y violeta, solamente en la parte más alta se hallan esquistos arcillosos de color verde oscuro” y lo relaciona con los “Estratos de Gachalá” o “Formación Gachalá” en el sentido de Royo y Gómez (1945) y Suárez (1945).


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Stibane (1966) indica que la sección del Paleozoico aflorante en el cañón del río Batá expone una secuencia de sedimentos prácticamente no perturbados y con contactos de base y techo normales con el Grupo Quetame y la Formación Batá, respectivamente, y diferencia dos intervalos, el inferior de edad Devónico medio y el superior, es Carbonífero.

El límite Devoniano-Carboniano es localizado en la quebrada Las Moyas (229: B6) a partir de un contraste en la litología, y se subdivide en dos partes el Carboniano con base en la presencia de un banco calcáreo en la mitad; en la parte baja se observa arenisca gris verdosa, en su mayoría de grano fino, dentro de la cual se encuentran sedimentos rojos intercalados esporádicamente en la base, pero que hacia arriba aumenta hasta hacerse numerosa, y en la parte superior corresponde a una serie monótona de areniscas de grano fino de colores grises (Stibane, 1966).

En la esquina NW del cuadrángulo L-12, Medina, en los Farallones de Medina, Segovia & Renzoni (1965), proponen para el Grupo Farallones un conglomerado basal de 60 m, compuesto de guijarros de meta-arenitas y de pizarras procedentes de los Esquistos de Quetame y capas fosilíferas de limolitas. Los restantes 740 m están compuestos por arcillas, calizas y limolitas de tonos oscuros, que prevalecen en la parte baja, y por areniscas y arcillas de tonos rojos y conglomerados presentes especialmente en la parte alta; la edad abarca tanto el Devónico como el Carbonífero.

El Grupo Farallones de Segovia & Renzoni (1965), fue redefinido por Ulloa & Rodríguez (1979) con localidad tipo en el cañón del río Batá (229: B6), carretera Guateque-Santa María de Batá, e identifican 4 conjuntos. El conjunto A con 110 m de espesor conformado por arenitas de cuarzo de grano fino a conglomeráticas con guijos de cuarzo hasta de 1 cm. El conjunto B de 180 m de espesor con limolitas y arcillolitas grises oscuras con 2 niveles fosilíferos. El conjunto C de 850 m de espesor constituido por cuarcitas y argilitas grises, verdes y violeta. El conjunto D de 1.090 m de espesor con argilitas, cuarcitas y conglomerados con intercalaciones de caliza. Para estos autores esta unidad suprayace en discordancia angular a los estratos del Grupo Quetame e infrayace inconformemente a la Formación Batá.

2.1.1.2 Descripción litológica

Las rocas del Grupo Farallones aflorantes en la Plancha 210-Guateque (cuchilla de Guanaque y Alto de Choma) se componen de arenitas de cuarzo de color blanco, textura muy fina, granos muy bien calibrados y redondeados (maduras), homogéneas, fuertemente cementadas y compactas, intercaladas con capas muy gruesas de arenitas lodosas intraclásticas (5% de intraclastos, en parte calcáreos y otros de arenitas muy finas) y capas delgadas a medianas de lodolitas negras carbonosas con restos vegetales; la forma de las capas es tabular y cuneiforme.


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Este intervalo estratigráfico aflora en el cañón del río Tunjita que divide la cuchilla de Guanaque y el Alto de Choma (Figura 4 ) y no se relaciona con ningún segmento de esta unidad aflorante en la sección descrita por Terraza et al. (2008) por la carretera que va del muro del embalse La Esmeralda a Santa María de Batá (229: B6); posiblemente corresponda a un nivel más alto estratigráficamente de esta unidad.

2.1.1.3 Posición estratigráfica, edad y espesor

En la Plancha 210-Guateque no se observa el límite inferior del Grupo Farallones, se presume que sea discordante con rocas metamórficas del Grupo Quetame.

El contacto superior es discordante con la Formación Santa Rosa (K1sr) al occidente del Anticlinal de Montecristo, y al oriente se observa paraconforme con la Formación Bata (K1b).

Royo y Gómez (1945), Bürgl (1960) y Stibane (1966), le asignan edades del Devónico superior y Carbonífero al Grupo Farallones. Al sur del área de estudio (plancha 229-Gachalá), Terraza et al. (2008) reportan corales en afloramientos del río Chivor (229: E2) que podrían corresponder al Devónico (comunicación verbal, Dr. Fernando Etayo Serna).

El espesor aproximado aflorante en el cierre estructural del Anticlinal de Montecristo es de por lo menos 200 m calculado mediante corte geológico.

Figura 4. Cañón del río Tunjita (SW del Alto de Choma) con arenitas de cuarzo blancas, muy finas, maduras, homogéneas, compactas y silicíceas, en capas

medianas a gruesas tabulares y cuneiformes del Grupo Farallones (DCf). Vista tomada hacia el norte desde el punto con coordenadas (N: 1.040.731, E:

1.095.016, Z: 1.061).


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2.2 UNIDADES DEL CRETÁCICO

La sedimentación en el periodo Cretácico es producto del ingreso del mar a la región de la Plancha 210-Guateque durante el Berriasiano. Hubo control tanto por la paleotopografía existente (entrantes y salientes de la línea costera) generada por las rocas del Grupo Farallones, como por paleofallas normales que actuaron concomitantemente con la sedimentación; estos factores determinaron el tipo de material que se depositó, de tal forma que coetáneamente en un sector se depositaban arenitas y/o conglomerados, y en otro lugar rocas de textura fina, tanto siliciclásticas como calcáreas (arcillolitas, lodolitas, limolitas o calizas), en diferentes ambientes y condiciones de acumulación. Este marco tectonoestratigráfico hace posible que sobre el basamento paleozoico las unidades cretácicas basales muestren variaciones de espesor y cambios laterales de facies, caso que se evidencia en el cierre estructural del Anticlinal de Montecristo (210: H7-H8), donde la Formación Santa Rosa cambia transicionalmente a la Formación Batá, es decir, estas unidades son coetáneas y heterópicas.

En la Plancha 210-Guateque se cartografiaron tres unidades correspondientes al piso Berriasiano, dos de ellas propuestas como nuevas unidades litoestratigráficas en el Cinturón Esmeraldífero Oriental (formaciones Santa Rosa y Chivor de Terraza et al., 2008) y la tercera representada por la Formación Batá. Para el intervalo Valanginiano-Maastrichtiano se cartografiaron las formaciones Lutitas de Macanal (Valanginiano), Las Juntas (Hauteriviano), Fómeque (Barremiano-Albiano inferior?), Une (Albiano medio-Cenomaniano), Chipaque (Cenomaniano-Santoniano), Conejo (Coniaciano-Santoniano) y Grupo Guadalupe (Campaniano-Maastrichtiano).

A continuación se describirán las unidades cretácicas cartografiadas en orden estratigráfico ascendente.

2.2.1 Grupo Cáqueza (K 1ca) Berriasiano – Hauteriviano

Hubach (1931), denomina “Piso de Girón a la secuencia con edades desde el Portlándiense hasta la parte más inferior del Hauteriviano, que reposa discordantemente sobre el Paleozoico y que está infrayaciendo al “Piso de Villeta”. La sección tipo aflora entre las poblaciones de Quetame y Cáqueza, en la vía que conduce de Villavicencio a Bogotá. Este autor divide el “Girón” en cuatro conjuntos (I, II, III y IV). El basal (conjunto I), constituido por conglomerados a los que le siguen una sucesión de esquistos duros sin fósiles; el conjunto II, denominado “El Tablón”, constituido por pizarras negras con fósiles; el conjunto III son esquistos piritosos con pocos fósiles, y el conjunto IV son esquistos piritosos con un horizonte superior de areniscas cuarcíticas que llamó “Horizonte de Cáqueza”.


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Hubach (1945), sintetiza la estratigrafía entre las poblaciones de Cáqueza y Quetame por la vía Bogotá-Villavicencio, y denomina como Formación Cáqueza la sucesión conocida antes como “Piso de Girón”, subdividiéndola en siete niveles litológicos: uno basal de conglomerados, seguido por un nivel de esquistos arcillosos, el tercer nivel son pizarras negras con amonitas, le sigue un nivel de areniscas cuarcíticas, luego un nivel de esquistos arcillosos con restos de plantas y amonitas, y un último nivel denominado Arenisca de Cáqueza, constituido por tres paquetes, los dos primeros son arenitas para terminar en esquistos arcillosos con un banco de areniscas en la parte más superior.

Hubach (1957a), divide la Formación Cáqueza en tres conjuntos (inferior, medio y superior). El superior corresponde a la “Arenisca de Cáqueza"; el medio es una sucesión monótona de esquistos arcillosos, y el conjunto inferior consta de techo a base de areniscas cuarcíticas, esquistos arcillosos con areniscas cuarcíticas, pizarras negras, y en la porción baja una serie compuesta por esquistos arcillosos lustrosos y areniscas cuarcíticas con un conglomerado basal. La serie encima del conglomerado basal la denominó “Esquistos de Sáname” (estas rocas significan para Bürgl, 1961, el ingreso del mar en el Titoniano); las pizarras negras que están encima las denominó “Pizarras de La Culebra”.

Hubach (1957b), modifica el rango estratigráfico de la Formación Cáqueza y la asciende a grupo e indica que se divide en siete formaciones (se infiere que estas formaciones deben corresponder a los siete niveles litológicos en los que subdividió la Formación Cáqueza en 1945).

Renzoni (1965), divide el Grupo Cáqueza en tres partes: una basal (compuesta por dos niveles de conglomerado separados por un nivel arcilloso), una parte media (con los “Esquistos de Sáname” y las “Pizarras de La Culebra” en la base) y una superior que corresponde a la Formación Alto de Cáqueza.

En la región de Guavio, municipios de Gachalá y Ubalá, Guerra (1972), reconoce al Grupo Cáqueza y lo separa en las formaciones Cáqueza inferior, medio y superior. En el Cáqueza inferior distingue cuatro miembros que denomina de base a techo Kci1: conglomerados y shales, Kci2: calizas inferiores, Kci3: nivel de lutitas y Kci4: calizas superiores. El Cáqueza medio es un conjunto muy potente de shales negros bituminosos fosilíferos en la base y shales silíceos negros con intercalaciones de limolitas negras fosilíferas en el techo. El Cáqueza superior lo componen dos potentes bancos de arenisca cuarzosa separados por shale negro silíceo.

Ulloa & Rodríguez (1979), formalizan la nomenclatura estratigráfica planteada por Guerra (1972) del Grupo Cáqueza, proponiendo las formaciones Calizas del Guavio (equivalente al Cáqueza inferior), Lutitas de Macanal (equivalente al Cáqueza medio) y Areniscas de Las Juntas (equivalente al Cáqueza superior). Los cuatro miembros propuestos por Guerra (1972) para el Cáqueza inferior se


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formalizaron de la siguiente manera: Kci1a- nivel conglomerático inferior= Conglomerado de Miralindo, Kci1b- nivel de shales superior= Lutitas de Miralindo, Kci2- calizas inferiores= Calizas de Malacara, Kci3- nivel de lutitas= Lutitas de Las Mercedes, Kci4- calizas superiores= Calizas de Las Mercedes.

Terraza et al. (2008) consideran inadecuada la formalización de las Calizas del Guavio, proponiendo su abandono y sustitución por las nuevas formaciones Santa Rosa, Ubalá y Chivor, las cuales representan a la sucesión del cretácico basal (Berriasiano); la Formación Chivor y Santa Rosa (la primera reposa sobre la segunda) son unidades heterópicas y contemporáneas con la Formación Ubalá, así como también con la Formación Batá aflorante al oriente del Anticlinal de Montecristo. En el área de la Plancha 210-Guateque no aflora la Formación Ubalá.

2.2.1.1 Formación Bata (K 1b) Berriasiano

La Formación Batá es una unidad constituida por conglomerados, arenitas, limolitas y lodolitas, que aflora al costado oriental del cierre estructural del Anticlinal de Montecristo (210: H8). Como se indicó anteriormente la Formación Batá es a una unidad contemporánea y heterópica con las formaciones Santa Rosa y Chivor.

En la Plancha 210-Guateque esta unidad aflora sobre el flanco oriental del Anticlinal de Montecristo, al oriente de la cuchilla de Guanaque y el Alto de Choma (210: H8).

2.2.1.1.1 Nombre y sección tipo

La Formación Batá fue propuesta por Ulloa & Rodríguez (1979) en la cartografía geológica del cuadrángulo K-12, Guateque, para designar una secuencia de 1.160 m de espesor que aflora en el cañón del río Batá, por la carretera Guateque-Santa María (229: B6), compuesta por conglomerados, limolitas y arenitas.

En la sección tipo Ulloa & Rodríguez (1979), identifican cuatro conjuntos litológicos en la Formación Batá que denominan A, B, C y D. El conjunto A (70 m) está formado por conglomerados con cantos de arcillolita, cuarcita y cuarzo en una matriz limolítica de color verde rojizo; el conjunto B (625 m) de limolitas de cuarzo micáceas, arcillolitas, arenitas de cuarzo de grano fino a medio y conglomerados con cantos subredondeados a redondeados de limolitas de cuarzo y cuarcitas en una matriz de limolita. El conjunto C (265 m) es una alternancia de arenitas de cuarzo de grano fino a medio, conglomerados y lodolitas laminadas grises claras a oscuras con niveles fosilíferos. El conjunto superior D (200 m) son arenitas de cuarzo de color gris oscuro, grano fino a medio, estratificadas en capas medianas con intercalaciones de lodolitas laminadas negras y compactas.


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2.2.1.1.2 Descripción litológica

Sobre la carretera que de la inspección de policía de Los Cedros conduce a Teguas (sitio Las Lajas, 210: H8), sobre el flanco oriental del Anticlinal de Montecristo, se observan capas gruesas de arenita de cuarzo gris, fina a media, micáceas, en capas gruesas plano-paralelas y onduladas (Figura 5 ). Estas arenitas se encuentran intercaladas con pequeñas capas de arcillolita que muestran patinas de yeso, y en donde se pueden observar bivalvos.

2.2.1.1.3 Posición estratigráfica, edad y espesor

El contacto con el infrayacente Grupo Farallones es paraconforme y se ubica en la base del primer nivel conglomerático con cantos de rocas sedimentarias de la parte más baja de la Formación Batá. El contacto superior es concordante y transicional con la Formación Lutitas de Macanal. Sobre la carretera que conduce de la inspección de policía Los Cedros hacia el caserío de Teguas, en el Alto Ceja de Guala, se observa el cambio transicional lateral a rocas de la Formación Santa Rosa.

La edad asignada por Bürgl (1960) a las capas expuestas en la sección tipo de la Formación Batá fue Liásico, sin embargo, Gaona (2001) indica que: “Desde el punto de vista bioestratigráfico-biocronológico, la homotaxia de los moluscos de las formaciones Cumbre y Batá sugiere que las facies de estas unidades son heterópicas y aproximadamente coetáneas”, por lo tanto, se puede aceptar que la edad de estas dos unidades es aproximadamente la misma. Para la Formación Cumbre se ha determinado edad Berriasiano (Etayo, 1989; Alfonso, 1989), por lo cual se sugiere también esta edad para la Formación Batá.

Etayo et al. (2003), en el segmento superior (conjunto D) de Ulloa & Rodríguez (1979), reinterpretan la edad Liásico asignada por Bürgl (1960) mediante fauna de trigónidos recolectados al tope de la Formación Batá, concluyendo que deben asignarse al género Syrotrigonia de finales del Jurásico y comienzos del Cretácico.

El espesor aproximado de la unidad (calculado a partir de corte geológico) sobre el flanco oriental del Anticlinal de Montecristo es de por lo menos 900 m.

2.2.1.2 Formación Santa Rosa (K 1sr) Berriasiano

Aflora en franjas orientadas N45oE al norte del Anticlinal de Montecristo (210: H6-H8) y en el núcleo del Anticlinal de Campo Hermoso (210: G10).

Se observaron socavones pequeños para minería de esmeraldas en esta unidad, al SE de Campo Hermoso, en afloramientos localizados cerca al trazo de la Falla de Lengupá.


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Figura 5. Capas de cuarzoarenitas grises, micáceas, pertenecientes a la Formación Batá por la carretera que de Los Cedros conduce a Teguas en el sector

Las Lajas (N: 1.041.804, E: 1.097.637, Z: 1.440).


Terraza et al. (2008), proponen esta nueva unidad litoestratigráfica en la región del Cinturón Esmeraldífero Oriental. El nombre proviene de la inspección de policía de Santa Rosa, perteneciente al municipio de Ubalá (plancha 229, departamento de Cundinamarca), en donde la unidad presenta buena exposición. La sección tipo es compuesta y se encuentra sobre el flanco occidental del Anticlinal de Miralindo en tres sitios diferentes: la parte basal en el Alto de Santa Rosa, la parte media en las minas de Buenavista y la parte superior en las minas de Oriente.


La Formación Santa Rosa en inmediaciones de la cuchilla de Guanaque, Alto de Choma y Alto Ceja de Guala (210: H7-H8), a 200 m aguas abajo de la intersección de la quebrada Jonda con el río Tunjita (210: H7), consta de un conglomerado de color gris, clasto-soportado, mal calibrado, con fragmentos subangulares, dispuesto en capas cuneiformes; presenta intercalaciones de cuarzoarenitas de textura muy fina laminadas onduladamente y de limolitas con laminación plana paralela discontinua a ligeramente ondulada (Figura 6 ). Esta sucesión basal reposa discordantemente sobre el paleozoico del Grupo Farallones.

En el sector de la escuela de Choma (210: H8) aflora la parte media y superior de la Formación Santa Rosa, donde consta de capas delgadas a medianas de lodolitas negras con laminación plana-paralela, muscovíticas (1% de muscovita tamaño arena fina y muy fina) intercaladas con capas medianas a gruesas de arcillolita y limolita gris oscuro con laminación igualmente plana-paralela. Contiene niveles con amonitas ubicados en las coordenadas N: 1.042.883, E: 1.096.884, Z:


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1.556 y N: 1.043.818, E: 1.097.763, Z: 1.654 en un conjunto de limolitas negras, en capas delgadas, con láminas plano-paralelas de arcillolita.

Figura 6. Vista general y detalle de la porción basal de la Formación Santa Rosa en el lecho del río Tunjita constituida por conglomerado clasto-soportado,

inmaduro (fragmentos mal calibrados y subangulares) con matriz cuarzoarenítica de textura fina a muy fina. Foto tomada en la ribera norte del río Tunjita (N:

1.041.223, E: 1.094.873, Z: 1.110).

En la quebrada la Playonera se levantaron los últimos 26 m de la Formación Santa Rosa los cuales están constituidos por arcillolitas de color gris oscuro (N3) con laminación plana paralela continua e intercalaciones de capas delgadas de chert negro y nódulos de pirita (Figura 7 ).


La Formación Santa Rosa reposa discordantemente sobre rocas paleozoicas del Grupo Farallones; este contacto es muy irregular y muestra valles de incisión rellenados por conglomerados matriz-soportados y clasto-soportados (cuyos cantos alcanzan a ser métricos) correspondientes a la porción más baja de la Formación Santa Rosa (Figura 8 ). El contacto con la unidad suprayacente (Formación Chivor) observado sobre el cauce superior de la quebrada La Playonera, al SW de Campo Hermoso (210: G10), es concordante y neto.

En los alrededores de Campo Hermoso (tanto al SW como al oriente, 210: G9-G10) y al norte del Anticlinal de Montecristo (210: H7-H8) el límite superior de la Formación Santa Rosa es concordante y transicional con rocas arcillosas de la Formación Lutitas de Macanal, situación que es explicable por la forma lenticular de la Formación Chivor debida a cambios laterales faciales, de tal forma que al desaparecer esta unidad el contacto superior se da con las Lutitas de Macanal.


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Figura 7 . Arcillolitas de color gris oscuro laminadas con intercalaciones de capas delgadas de chert pertenecientes a la Formación Santa Rosa. Foto tomada en la

quebrada La Playonera (N: 1.047.043, E: 1.105.520, Z: 944).

Terraza et al. (2008), infieren para la Formación Santa Rosa edad Berriasiano, con base en bivalvos ornamentados (Bürgl, 1960) y amonitas encontradas en la parte más arcillosa de la unidad (comunicación verbal, Dr. Fernando Etayo Serna).

Figura 8. Valles de incisión sobre rocas del Grupo Farallones (DCf) rellenados por conglomerado matriz-soportado y clasto-soportado (algunos fragmentos con tamaños métricos) perteneciente a la base de la Formación Santa Rosa (K1sr).

Foto tomada en la ribera sur del río Tunjita (N: 1.040.923, E: 1.095.016, Z: 1.061).


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El espesor de esta unidad no es constante debido a la paleotopografía previa al depósito y al control tectónico durante la sedimentación, que generaron subsidencia tectónica diferencial entre altos y bajos de basamento paleozoico; probablemente, en las zonas más deprimidas el mar avanzó primero y se produjeron los mayores espesores de la Formación Santa Rosa. Sobre el flanco noroccidental del Anticlinal de Montecristo (210: H7-H8) se estimaron 900 m mediante corte geológico.

2.2.1.3 Formación Chivor (K 1ch) Berriasiano.

Esta formación se caracteriza por rocas con diferentes texturas evaporíticas, acumuladas en ambientes marinos muy someros con bajos niveles de energía sobre el fondo, posiblemente llanuras intermareales donde hubo varios episodios evaporíticos.

En la Plancha 210-Guateque la Formación Chivor se reconoce al sur del municipio de Páez (210: E12, F11) y al SW de Campo Hermoso (210: G10) en franjas alargadas con dirección NE. Esta unidad y la Formación Santa Rosa son muy importantes económicamente porque hospedan las mineralizaciones de esmeralda en la región del Cinturón Esmeraldífero Oriental (Terraza et al., 2008).


El nombre proviene del municipio de Chivor (229: B4, al sur del área de estudio en la plancha 229-Gachalá) sitio en el cual la unidad presenta buenos afloramientos. En las zonas esmeraldíferas conocidas como Minas de Oriente y Minas de Soescol, la Formación Chivor muestra exposición completa observándose tanto su límite superior con la Formación Santa Rosa como su límite inferior con la Formación Lutitas de Macanal; en este sector, INGEOMINAS & GEOESTRATOS (2005) levantaron una columna estratigráfica con punto de inicio N: 1.028.011, E: 1.077.257 y punto de finalización N: 1.028.330, E: 1.077.220, la cual Terraza et al. (2008) proponen como sección tipo.


Sobre el curso medio de la quebrada La Playonera (210: G10) se levantó una sección estratigráfica de la Formación Chivor, de aproximadamente de 117 m de espesor (Figura 9 ), la cual consta de arcillolitas de color gris oscuro a negro, laminadas (plana paralela continua y localmente lenticular) con presencia de nódulos silíceos centimétricos; aparecen en la sucesión tres capas medianas a gruesas de rocas evaporíticas de color amarillo pálido (10 YR 8/2) con laminación mediana plana paralela continua y discontinua, constituidas por yeso, albita y pirita en láminas delgadas plano-paralelas discontinuas (Figura 10A ); las dos capas evaporíticas inferiores presentan niveles conglomeráticos hacia el techo de la capa


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(no mayores a 40 cm de espesor), matriz-soportados (relación matriz/armazón= 35/65, Figura 10B ), con fragmentos mal calibrados, angulares a subangulares (tamaño canto, guijo y guijarro) de composición evaporítica y de limolitas negras.

Figura 10 . Aspecto general y detalle de niveles evaporíticos (A) intercalados con conglomerados (B) en la Formación Chivor. A. Detalle de evaporita de color amarillo pálido (10 YR 8/2) con laminación mediana plana paralela continua y discontinua constituida por yeso y albita. B. Detalle de conglomerado matriz-

soportado e inmaduro conformado por cantos, guijos y guijarros de evaporitas y limolitas negras. Foto tomada en la quebrada La Playonera (N: 1.047.043, E:

1.105.520, Z: 944).

Al sur del municipio de Páez (210: E12, F11) la Formación Chivor es similar a la que aflora en la quebrada La Playonera, es decir, conformada por una sucesión de arcillolitas de color gris oscuro laminadas, con presencia de varios niveles evaporíticos intercalados (Figura 11 ), los cuales muestran diversas texturas y estructuras (Figuras 12 ) que reflejan ambientes marinos muy someros (con bajos niveles de energía sobre el fondo, posiblemente llanuras intermareales) donde hubo varios episodios evaporíticos (Terraza et al., 2008).

2.2.1.3.3 Posición estratigráfica, espesor y edad

La unidad descansa en contacto concordantemente y neto sobre arcillolitas de la Formación Santa Rosa y es suprayacida de igual forma por arcillolitas de la Formación Lutitas de Macanal.

Terraza et al. (2008), asignan edad Berriasiano a la Formación Chivor inferida de la posición estratigráfica entre las Lutitas de Macanal (con fauna de amonitas en la parte más baja que indican edad Valangianiano más temprano-Berriasiano) y la


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Formación Santa Rosa con fauna claramente del Berriasiano (comunicación verbal, Dr. Fernando Etayo Serna).

El espesor de esta unidad difiere notablemente de un sitio a otro debido a las variaciones faciales con la porción más alta de la Formación Santa Rosa, de tal manera que la Formación Chivor desaparece en algunos sectores. En la sección de la quebrada La Playonera se midieron aproximadamente 117 m.

Figura 11 . Panorámica de la Formación Chivor en la mina de yeso La Roca. Se observan niveles evaporíticos de color gris claro intercalados con arcillolitas grises

oscuras. Foto tomada con vista S55°W desde el punt o con coordenadas N: 1.055.943, E: 1.116.370, Z: 868.

Figura 12 . Textura enterulítica en un nivel evaporítico constituido por yeso de la Formación Chivor en la mina de yeso La Florida al sur del municipio de Páez (N:

1.053.547, E: 1.113.636, Z: 1.268).


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2.2.1.4 Formación Lutitas de Macanal (K 1m) Valanginiano.

La Formación Lutitas de Macanal cubre gran parte del sector SE de la Plancha 210-Guateque, aflorando entre los municipios de Macanal y Páez (210: C12, D11-D12, E10-E12, F7-F12, G7-G11, H5-H10).

En la parte media de la unidad aparece el Miembro Los Cedros el cual presenta dos intervalos arenosos separados por segmento arcilloso, que se diferencian claramente hacia el NE de la inspección de policía de Los Cedros; hacia el NW de este sitio, el nivel arenoso inferior se adelgaza hasta casi desaparecer contra la Falla Quebrada Negra. Terraza et al. (2008), sugieren que el Miembro Los Cedros es producto de la acumulación de flujos de sedimento por gravedad (flujos turbidíticos principalmente) sobre fondos marinos de costa-afuera (plataforma media o externa).


El nombre de la unidad proviene del municipio de Macanal y fue designado por Ulloa & Rodríguez (1979), “a la sucesión representada por lutitas negras con esporádicas intercalaciones de calizas, arenitas y bolsones de yeso”, localizada estratigráficamente entre el Grupo Farallones (en la base) y la Formación Areniscas de Las Juntas (en el techo). La sección tipo se estableció en el cañón del río Batá, entre las quebradas El Volador y La Esmeralda (210: H5 a 229: A5-A6, B6).


La Formación Lutitas de Macanal entre los municipio de Macanal y Páez (Figura 13) está involucrada en pliegues importantes como el Anticlinal de Páez y el Sinclinal de Nazareth (flanco W) y se encuentra afectada por las fallas regionales de Lengupá, Campo Hermoso, Colombia Grande y Chámeza.

En la región del municipio de Páez la parte basal de la Formación Lutitas de Macanal está representada por arcillolitas negras en capas medianas a delgadas, en las que son comunes los fósiles de amonitas. En la parte media de la unidad, aparece el Miembro Los Cedros (Terraza et al., 2008), el cual presenta intercalaciones de arenitas de cuarzo de grano fino a medio, con tonalidades claras (blanco, gris claro y amarillo), en capas medianas a gruesas de forma tabular a lenticular, en general submaduras, correspondientes al Valanginiano tardío (Etayo-Serna, 2009, comunicación personal). Este miembro fue posible seguirlo desde la inspección de policía de Los Cedros hasta el SW de Páez (210: G8-F11); al SE de Campo Hermoso, el Miembro Los Cedros origina geomorfológicamente una cresta angosta orientada NE-SW que se destaca muy bien en el terreno (Figura 14 ). En el Miembro Los Cedros es común observar turboglifos hacia la base de los cuerpos arenosos. La parte superior de la


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Formación Lutitas de Macanal corresponde a un intervalo de lodolitas laminadas negras, en capas medianas a gruesas tabulares, con intercalaciones subordinadas de arenitas de cuarzo de color gris oscuro, texturalmente muy fina a fina, y de limolitas cuarzosas negras.

Figura 13 . Expresión morfológica relativamente suave de la Formación Lutitas de Macanal en el valle del Río Lengupá en cercanías al municipio de Páez. Foto

tomada con vista N45°E desde el punto con coordenad as E: 1.107.758, N: 1.058.583, Z: 2.219.

Figura 14 . Cresta morfológica producida por el Miembro Los Cedros (K1mc) al sureste del municipio de Campo Hermoso. Foto tomada con vista S80°E desde el

punto con coordenadas N: 1.048.626, E: 1.113.893, Z: 1.413.


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Al norte de la estación de policía Los Cedros (210: G8), se diferencian claramente dos niveles arenosos en el Miembro Los Cedros, uno inferior (K1mci) y otro superior (K1mcs) separados por un segmento arcilloso intermedio; hacia el NW de este sitio, el nivel arenoso inferior se va adelgazando hasta casi desaparecer contra la Falla Quebrada Negra, situación que se puede apreciar hacia el costado SW de la cuchilla El Peñón (Figura 15 ). Los niveles arenosos están constituidos por capas muy gruesas a gruesas de limolitas negras con laminación plana paralela continua intercaladas con capas medianas a delgadas de cuarzoarenitas de textura muy fina, submaduras (Figura 16 ); en la base de los estratos arenosos son comunes las marcas de arrastre de objetos y los turboglifos (Figura 17 ).

Figura 15 . Panorámica en dirección NE de la cuchilla El Peñón donde se observa el Miembro Los Cedros conformado por dos niveles arenosos (K1mci y K1mcs)

separados por un nivel arcilloso; el nivel arenoso inferior se va adelgazando progresivamente hacia el W (N: 1.046.548, E: 1.090.842, Z: 2.101).

Al oriente de la vereda El Limón (210: H9), el Miembro Los Cedros (K1mc) aflora en un solo conjunto arenoso constituido por cuarzoarenitas grises, finas a muy finas, micáceas (2% de muscovita), submaduras, en capas gruesas, macizas (homogéneas o sin laminación interna) intercaladas con capas medianas de limolitas negras carbonosas que internamente presentan laminación plana paralela continua; allí, morfológicamente genera un escarpe angosto y persistente sobre el terreno que va paralelo al trazo de la Falla de Colombia Grande (véase Figura 14).

La parte más alta de la Formación Lutitas de Macanal se puede observar por la vía que conduce de Muceño a la escuela Muceñito; allí la unidad consta de capas medianas de limolitas negras intercaladas con lodolitas en capas delgadas con láminas arcillosas muscovíticas (2%); la roca muestra laminación plana paralela discontinua; aquí la fauna de amonitas (localizadas en el punto con coordenadas N: 1.049.267, E: 1.093.418, Z: 1.622) indican la presencia del Hauteriviano.


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Figura 17. Marcas de arrastre de objetos y turboglifos en la base de capas delgadas de cuarzoarenitas del Miembro Los Cedros. Muestras tomadas en la

vereda Alto del Divino Niño (N: 1.047.123, E: 1.099.031, Z: 1.609).

En la región suroriental de la Plancha 210-Guateque, los principales afloramientos de las Lutitas de Macanal se pueden observar por la carretera que conduce del casco urbano de Páez al municipio de Miraflores, y por la vía que conduce de la escuela de Yamontica al corregimiento de Sirasi hasta el sitio conocido como el Alto del Venado (210: D12); allí aparece la parte media-alta de la unidad donde se pueden identificar tres segmentos litológicos a pesar de que la sucesión se encuentra afectada por plegamiento. El primer segmento está constituido por lodolitas negras laminadas de forma ondulosa (algunas láminas son plano paralelas, de colores claros y con partículas tamaño arena muy fina de cuarzo y moscovita) con intercalaciones de cuarzoarenitas de grano fino a muy fino muscovíticas (Figura 18 ); este segmento está en contacto neto con el segundo segmento suprayacente de carácter arenoso (Figura 19 ). El segundo segmento es fácilmente identificable ya que genera morfología muy fuerte en el paisaje; está constituido por intercalaciones de capas medianas de lodolitas, arcillolitas y arenitas; las arenitas son cuarzosas, grises y rojizas con laminación ondulosa continua y discontinua donde se reconocen láminas de minerales opacos (Figura 20); en general, las arenitas son de tamaño arena fina y texturalmente maduras; este segmento morfológicamente está representado por el Cerro Peña Blanca el cual presenta orientación noreste (Figura 21 ). El tercer segmento está constituido por alternancia de capas gruesas a medianas de arcillolitas y limolitas, compactas, con laminación interna plana paralela y ondulosa paralela discontinua (Figura 22 ). El segundo segmento de carácter arenoso está aproximadamente en la misma posición estratigráfica del Miembro Los Cedros del Valanginiano superior.


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Figura 18. Detalle de lodolita negra con muscovita diseminada sobre los planos de laminación (N: 1.062.770, E: 1.118.276, Z: 1.444).

Figura 19. Contacto neto entre el primer segmento lodoso y el segundo segmento arenoso suprayaciente, en la parte media-alta de la Formación Lutitas de Macanal

(N: 1.062.285, E: 1.118.021, Z: 1.525).


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Figura 20. Detalle de laminación ondulosa paralela continua en arenitas del segundo segmento en la parte media-alta de la Formación Lutitas de Macanal (N:

1.060.504, E: 1.116.361, Z: 1.730).

Figura 21 . Panorámica del cerro Peña Blanca conformado por el segundo segmento arenoso en la parte media-alta de la Formación Lutitas de Macanal.

Foto con vista al NW desde el punto con coordenadas N: 1.062.506, E: 1.118.201, Z: 1.477.


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Figura 22. Limolita gris con laminación muy delgada plana paralela discontinua en el tercer segmento lutítico de la parte media-alta de la Formación Lutitas de

Macanal (N: 1.060.874, E: 1.113.574, Z: 1.319).

Por la vía Páez-Miraflores, hacia el contacto con la Formación Las Juntas, la Formación Lutitas de Macanal se encuentra meteorizada y fracturada debido al efecto tectónico producido por la Falla San Eduardo; la roca toma coloración roja y está constituida por limolitas y lodolitas con pirita y muscovita diseminada (Figura 23) intercaladas con niveles de cuarzoarenitas de textura muy fina con laminación plana paralela y presencia de nódulos silíceos negros y oxidados.


Las Lutitas de Macanal suprayacen concordantemente a la Formación Chivor de edad Berriasiano y su techo pertenece al Hauteriviano por lo cual la unidad queda restringida al lapso Valanginiano-Hauteriviano (en parte). El contacto superior con la Formación Las Juntas es concordante-neto. Los niveles de amonitas del Miembro Los Cedros (ubicados en las coordenadas N: 1.047.123, E: 1.099.031, Z: 1.609) corresponden al Valanginiano tardío (comunicación personal Dr. Etayo Serna).


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El espesor de la Formación Lutitas de Macanal estimado mediante corte geológico entre el municipio de Campo Hermoso y la inspección de policía Los Cedros (210: F9-G10) fue de 2.450 m, sitio en el cual la unidad presenta menos deformación.

Figura 23. Limolita gris de coloración rojiza por meteorización, laminada, con pirita, muscovita y nódulos silíceos. Vía Miraflores-Páez, porción más alta de la

Formación Lutitas de Macanal (N: 1.061.202, E: 1.112.493, Z: 1.404).

2.2.1.5 Formación Las Juntas (K 1j) Hauteriviano

Es una unidad areno-arcillosa que aflora desde el caserío de Las Juntas (210: G4) hasta la zona oriental del municipio de Miraflores (210: C12). Por su carácter arenoso se destaca muy bien en la morfología originando escarpes topográficos, razón por la cual se puede cartografiar fácilmente. Aflora en franjas alargadas orientadas en sentido SW-NE.


Ulloa & Rodríguez (1979) llamaron Formación Areniscas de Las Juntas a dos niveles arenosos separados por un nivel lutítico que afloran por la carretera Guateque-Santa María entre las cuchillas El Volador y Peña Volador Chiquito. El nombre proviene del caserío de Las Juntas (210: G4), del municipio de Guateque, el cual se ubica a 12 km, aproximadamente, por la vía que de Guateque conduce a Santa María. Estos autores denominaron al nivel arenoso inferior como Miembro Arenisca de El Volador y al superior como Miembro Arenisca de Almeida; el nivel intermedio lutítico lo designaron como Miembro Lutitas Intermedias, de


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manera informal. Ulloa y Rodríguez (1979) no indican la proveniencia de los nombres de los miembros arenosos, pero se infiere que provengan del municipio de Almeida (para el miembro superior) y de la cuchilla Peña Volador Chiquito (para el miembro inferior).

Es necesario establecer un nuevo estratotipo (neoestratotipo) para la Formación Las Juntas, ya que el estratotipo original (holoestratotipo) descrito por Ulloa & Rodríguez (1979) por la antigua carretera Las Juntas-Santa María se halla en este momento cubierto por las aguas del Embalse La Esmeralda; por la vía actual es difícil levantar una buena sección estratigráfica que sirva de neoestratotipo, debido a que los afloramientos no son continuos por la presencia de coluviones y suelos residuales y por la aparición de túneles con tramos importantes de revestimiento.

Terraza et al. (2008) sugieren la supresión del término “Arenisca”, tanto del nombre formacional como de los miembros de esta unidad, siguiendo los lineamientos de la Guía Estratigráfica Internacional (secciones 5.F.1 y 5.F.3), ya que en la localidad tipo se presentan intercalaciones importantes de lutitas en sus miembros Arenisca de El Volador y Arenisca de Almeida y hacia el sur del área de estudio (región de Gachalá, Ubalá y Gama) el carácter arenoso de estos miembros se subordina al arcilloso, de tal manera que de ahora en adelante se denominará esta unidad como Formación Las Juntas, constituida de base a techo por los miembros El Volador, Lutitas Intermedias y Almeida.


Tanto en los alrededores del caserío de Las Juntas (210: G4, H4) como entre el embalse La Esmeralda (o Chivor) y el río Lengupá, al SE del municipio de Miraflores (210: H4-D10), se diferencian claramente los tres miembros que conforman la unidad (Figura 24 ); en la franja comprendida entre el sur del municipio de Campo Hermoso (210: H9) y el norte del municipio de Ururia (210: F12), y en el sector suroriental de San Eduardo (210: B12, C11, C12), no se observan estos miembros, ya que sólo se reconoce un único nivel arenoso, debido posiblemente a variaciones faciales o a complicaciones estructurales como es el caso del sector SE de San Eduardo donde la unidad esta fallada y plegada.

En la localidad tipo, por las vías Guateque-Las Juntas-Macanal, Guateque-Las Juntas-Chivor y Río Guaya-Las Juntas, aparecen buenos afloramientos de los diferentes miembros de la Formación Las Juntas los cuales se describen a continuación, de base a techo.

Miembro El Volador (K1jv). Morfológicamente resalta en la topografía entre la Formación Lutitas de Macanal y el miembro Lutitas Intermedias originando las cuchillas de Muceño (210: G6), Peña Volador Chiquito (210: H5) y Peña Bata (210: H4). Por la vía Las Juntas-Chivor, a la altura de la cuchilla Peña Bata, este miembro se compone de secuencias granocrecientes, de 1,3 a 3 m de espesor,


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constituidas en la base por arcillolitas de color gris oscuro con 20-30% de láminas lenticulares y ondulosas (laminación heterolítica) de arenita cuarzosa de textura muy fina que gradualmente pasan al techo a cuarzoarenitas de textura fina con cemento silíceo, laminación interna flasser y coloración grisácea. Se encuentran bivalvos, ichnofósiles horizontales y ondulitas de oleaje.

Figura 24. Expresión morfológica de los miembros litológicos que conforman a la Formación Las Juntas; el Miembro El Volador reposa concordantemente sobre la

Formación Lutitas Macanal. Foto tomada con vista N50°E desde el punto con coordenadas N: 1.051.793, E: 1.093.894, Z: 1.602.

Miembro Lutitas Intermedias (K 1ji). Este miembro geomorfológicamente genera valles. Está compuesto, hacia el techo, por arcillolitas de color gris oscuro, laminadas lenticularmente (20-30% de lentes de cuarzoarenita texturalmente muy fina) y con bioperturbación baja; contiene nódulos huecos y algunas intercalaciones delgadas de limolitas arcillosas de cuarzo, capas nodulares delgadas de porcelanita negra y en menor proporción capas gruesas o muy gruesas de cuarzoarenitas grises, de textura fina, bien calibradas, compactas, con cemento silíceo, internamente con laminación ondulada no paralela discontinua y baja bioperturbación. Hacia la base se encuentran intercalaciones delgadas (3-4 cm) de cuarzoarenitas de textura muy fina, compactas, con cemento silíceo.

Miembro Almeida (K 1ja). Es el miembro más prominente desde el punto de vista morfológico debido a la presencia de capas muy gruesas de arenitas intercaladas por lo cual origina escarpes muy empinados dentro de las cuales se destacan las cuchillas El Volador (210: G6) y Loma El Peñón (210: H4, Figura 25 ) y los cerros Loma El Trestal y Alto La Recebera (210: G4); en este miembro se localizan varias canteras para materiales de construcción y recebo para las vías del área (Figura 26). La cartografía de este miembro permitió determinar que en la localidad tipo se encuentra repetido por un cabalgamiento con vergencia sureste por lo cual los


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espesores reportados en estudios anteriores (Aguirre & Candia, 1988; Ulloa & Rodríguez, 1979) se encuentran duplicados.

En la base se compone de capas muy gruesas de cuarzoarenitas de color gris medio, tabulares, compactas, de textura media, cemento silíceo, duras, con intercalaciones de arcillolita gris oscuro con laminación interna lenticular (30-40% de lentes de cuarzoarenita texturalmente muy fina). Hacia el techo aparecen cuarzoarenitas de color gris claro (meteorizadas toman coloración amarilla y naranja), textura fina y media, bien calibradas, muy compactas, cemento silíceo, estratificadas en capas muy gruesas con estratificación interna curvada no paralela discontinua (algunas capas muestran forma canaliforme) muchas de las cuales muestran bioperturbación (madrigueras horizontales) en la base de las capas; se intercalan capas muy delgadas y medianas de arcillolita gris oscuro con laminación heterolítica (ondulosa y lenticular). En las arcillolitas es común encontrar restos de plantas y en las arenitas hojuelas de muscovita detrítica fina.

El Miembro Almeida presenta variaciones faciales en cortas distancias; en algunos sectores se le observa un nivel blando, lutítico, hacia la parte media del miembro, como ocurre en cercanías de Las Juntas, aproximadamente a 0,5 km del caserío por la vía a Santa María, en donde aparece un conjunto potente de lodolitas grises, meteorizadas, macizas, con estratificación plana paralela discontinua, nódulos silíceos y abundante cloritoide.

Figura 25. Miembro Almeida de la Formación Las Juntas formando la cuchilla Loma El Peñón; litológicamente está conformado por capas gruesas y muy

gruesas de cuarzoarenitas alternando con arcillolitas. Vista tomada hacia N70°W desde la escuela El Volador por la vía secundaria Garagoa-Macanal (N:

1.082.560, E: 1.043.669, Z: 1.861).


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Figura 26. Cantera Buenos Aires en el Miembro Almeida de la Formación Las Juntas; se explotan cuarzoarenitas de textura fina y media, cemento silíceo, bien calibradas, maduras, muy compactas, en capas muy gruesas con estratificación

curvada no paralela discontinua. Carretera Las Juntas-Somondoco (N: 1.044.877, E: 1.076.156, Z: 1.650).

El Miembro El Volador aflora en la escuela de Muceñito (sector NW de la inspección de policía de Los Cedros, 210: F7), donde consta de lodolitas negras carbonosas, en capas medianas tabulares con laminación plana paralela a lenticular de limolita de cuarzo blanca, intercaladas con cuarzoarenitas lodosas de textura muy fina en capas medianas y gruesas, tabulares e irregulares; en este sitio el Miembro El Volador se observa con más contenido de lodolitas que el Miembro Almeida, sin embargo, su carácter predominante es más arenoso que lodoso. El Miembro Lutitas Intermedias genera un valle entre los miembros arenosos El Volador y Almeida los cuales muestran expresión morfológica de crestas (Figura 27 ). El Miembro Almeida, en inmediaciones de la quebrada Los Pinos (210: F7), consta de intercalaciones de capas tabulares, delgadas y medianas, de arenitas de cuarzo homogéneas, de textura media y muy fina, submaduras (granos subangulares con moderada y mala selección), con cemento silíceo; hacia la base se intercalan capas medianas tabulares de lodolita negra carbonosa con laminación delgada plana paralela de arenita de cuarzo blanca de textura muy fina.

Hacia el sector SE de la Plancha 210-Guateque los mejores afloramientos de la Formación Las Juntas aparecen por la vía que conduce de Páez a Miraflores (localizada en la margen norte del río Lengupá, 210: D10); allí la roca se encuentra afectada tectónicamente por la Falla San Eduardo haciendo que la secuencia se


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invierta. En el sitio conocido como Alto de Buenavista la unidad está constituida por cuarzoarenitas amarillentas en capas medianas, gruesas y muy gruesas, maduras (granos redondeados y bien seleccionados), muscovíticas, con estratificación curvada no paralela discontinua pertenecientes al Miembro Almeida (Figura 28 ).

Figura 27. Panorámica de la Formación Las Juntas con sus tres miembros litológicos El Volador (K1jv), Lutitas Intermedias (K1jli) y Almeida (K1ja). Las

crestas morfológicas prominentes son originadas por los miembros arenosos El Volador y Almeida, y los valles por el Miembro Lutitas Intermedias y la Formación Lutitas de Macanal (K1m). Foto con vista al NE desde el punto con coordenadas

N: 1.051.177, E: 1.092.613, Z: 1.792.

Por la vía alterna Miraflores-Páez, que pasa por la vereda El Morro (localizada en la margen sur del río Lengupá, 210: D10), la sucesión se halla en posición normal observándose parte del Miembro Lutitas Intermedias y Almeida. En el sitio conocido como La Virgen hay excelentes afloramientos del Miembro Almeida el cual consta de unos 100 m de capas gruesas a muy gruesas de cuarzoarenitas de color amarrillo y gris claro, textura media, silíceas, compactas, en capas canaliformes con estratificación inclinada tangencial a la base (Figura 29 ).


El límite inferior (con la Formación Lutitas de Macanal) y el superior (con la Formación Fómeque) se consideran concordantes y netos o transicionales rápidos. El primero se localiza en la base del primer estrato grueso de arenitas de la Formación Las Juntas y el segundo sobre el techo del último conjunto grueso de arenitas con laminación decimétrica inclinada de esta misma unidad.


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Figura 28. Capas gruesas y medianas de cuarzoarenitas de color amarrillo con estratificación curvada no paralela discontinua en el Miembro Almeida de la

Formación Las Juntas. Vía Miraflores-Páez en el sitio conocido como Alto de Buenavista (N: 1.062.548, E: 1.110.762, Z: 1.429).

Figura 29. Estratos gruesos y medianos de arenitas de cuarzo formando canales en la parte alta del Miembro Almeida. Vía alterna Miraflores-Páez en el sitio

conocido como La Virgen (N: 1.060.779, E: 1.109.269, Z: 1.553).


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La edad de la Formación Las Juntas deducida de la posición estratigráfica es Hauteriviano considerando que la base de la suprayacente Formación Fómeque es Barremiano temprano (quebrada Cuya, carretera Las Juntas-Chivor, 210: H5), y las capas más altas estratigráficamente de las Lutitas de Macanal son en parte Hauteriviano (sector de Chivor, vereda Chivor Chiquito, 229: B4).

Mediante corte geológico se calcularon 700 m de espesor para la Formación Las Juntas en los alrededores de la localidad tipo (210: G4, H4), y 180 m al sureste del municipio de Campo Hermoso; estas diferencias de espesor posiblemente se deban a variaciones laterales de facies de la unidad. Terraza et al. (2008) reportan en una sección estratigráfica levantada por la vía Gachetá-Ubalá 705 m de espesor, de los cuales 231 m corresponden al miembro inferior, 317 m para el miembro intermedio y 157 m para el miembro superior.

2.2.2 Grupo Villeta (K 1K2v) Barremiano - Santoniano

Hubach (1931), denomina a las rocas que afloran desde la angostura del río Une (en Cáqueza) hasta la región de Chipaque como Piso de Villeta, es decir, abarca la sucesión que se desarrolla encima de las Areniscas de Cáqueza y hasta la base del Piso de Guadalupe. Lo subdivide en tres conjuntos bien destacados, el inferior lo llamó Conjunto de Fómeque, le siguen las Arenisca de Une y al conjunto superior lo llamó Conjunto Chipaque. Posteriormente este mismo autor denomina a esta sucesión como Grupo Villeta (Hubach, 1957).

2.2.2.1 Formación Fómeque (K 1f) Barremiano - Albiano temprano?

La unidad genera topografía relativamente suave que contraste con la morfología escarpada de la infrayacente Formación Las Juntas y la suprayacente Formación Une (Figura 30 ). La Formación Fómeque en la Plancha 210-Guateque está constituida principalmente por paquetes de arcillolitas o lodolitas negras con intercalaciones frecuentes de biomicritas y de algunas arenitas y bioesparitas que resaltan morfológicamente en los afloramientos por ser más resistentes a la erosión (Figura 31 ).

La Formación Fómeque aflora extensamente en la Plancha 210-Guateque constituyendo casi el 30% de las rocas del área de estudio. Se presenta como una franja continua de dirección noreste desde Guayatá (210: H1-H4) hasta el noreste de San Eduardo (210: A12-B12). Al sureste de la plancha 210 constituye una franja angosta orientada SW-NE entre las fallas de Colombia Grande y Tesalia (210: F12, G11, H10, H11). En general, la Formación Fómeque en el área de estudio se encuentra moderada (sector de Miraflores y San Eduardo) a altamente plegada (sector de Guateque y Garagoa).


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Figura 30 . Expresión morfológica relativamente suave de la Formación Fómeque con respecto a la Formación Las Juntas (unidad infrayacente) y la Formación Une (unidad suprayacente). Foto con vista al W desde el punto con coordenadas N:

1.061.649, E: 1.112.046, Z: 1.468.

Figura 31. Secuencia lodolítica-calcárea característica de la Formación Fómeque en la Plancha 210-Guateque. Foto tomada con vista S50°W desde el punto con

coordenadas N: 1.062.509, E: 1.101.463, Z: 1.877.


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El nombre de esta unidad fue propuesto por Hubach (1931), quién la denominó como Conjunto de Fómeque en la región oriental de Bogotá, entre Cáqueza y Quetame, con buena exposición en el municipio de Fómeque del cual toma su nombre. El Conjunto de Fómeque, según Hubach (1931), corresponde a la parte inferior del Piso de Villeta (edad Aptiano con posibilidad de abarcar parte del Barremiano) y se compone de “esquistos piritosos, caliza cristalina, arenisca (o tufita) calosa y por areniscas cuarcíticas que se hallan principalmente hacia la parte baja. El color de descomposición es frecuentemente rojo”. Posteriormente Hubach (1957), redefine la unidad y le asigna rango formacional ubicándola como la unidad inferior del Grupo Villeta entre la Arenisca de Cáqueza (parte alta del Grupo Cáqueza) y la Arenisca de Une (parte media del Grupo Villeta).


Habitualmente, la Formación Fómeque en el área de estudio se compone de arcillolita o lodolita negra a gris oscuro, compacta, poco carbonosa, en capas delgadas plano-paralelas, laminadas (habitualmente de forma plana paralela discontinua, muy delgada a mediana, ocasionalmente lenticular y ondulosa) o con aspecto macizo; presenta pirita muy fina diseminada, muscovita y niveles de nódulos silíceos frecuentemente huecos por meteorización. Se intercalan frecuentemente capas gruesas y muy gruesas (generalmente tabulares, en menor proporción cuneiformes) de wackestone terrígeno de bivalvos (calizas lumaquelícas arenosas, areno-arcillosas o lodosas, de bivalvos completos e incompletos); la fuerte meteorización le imprime a la roca tonos naranja amarillento, gris medio o claro, púrpura grisáceo o café amarillento.

Tanto en la base (sur de Garagoa, vereda de Hipaquirá, 210: G4) como hacia el techo de la unidad (flancos W y E del Sinclinal de Almeida-Mamapacha hacia el oriente de Chinavita, NE de Garagoa y SW de Miraflores- 210: C8, D5, D8, E5, y en el sector norte de Berbeo- 210: B9-B10) aparecen niveles importantes de cuarzoarenitas de 20 hasta 30 m de espesor que se explotan para recebo, agregados para concreto o base y sub-base para carreteras (Figura 32 ). Uno de estos niveles se cartografió en la parte norte del municipio de Berbeo y se denominó informalmente K1fa (Fómeque arenoso) el cual se compone de capas medianas a gruesas de arenitas de cuarzo blancas, textura fina a muy fina, maduras, con laminación cruzada o aspecto macizo; afloramientos de este nivel arenoso se pueden observar en la vereda Rincón Hormigas sobre la vía que conduce de Zetaquirá a Berbeo al sur del cerro La Copa (210: B9).

Hacia el sector nororiental de la Plancha 210-Guateque, en los alrededores de los municipios de Zetaquirá (210: A8, A9, B8, B9) y Berbeo (210: B9, B10, C9, C10), se cartografiaron dos niveles calcáreos en la Formación Fómeque; el nivel de Zetaquirá aparece hacia el techo de la Formación Fómeque y está relacionado al


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núcleo del Anticlinal de Zetaquirá, mientras que el de Berbeo aflora en el núcleo del Anticlinal de Berbeo y se ubica estratigráficamente hacia la parte media de la unidad. Informalmente se denominaron estos niveles como K1fc (Fómeque calcáreo); afloramientos del nivel calcáreo de Berbeo aparecen sobre el cauce del río Lengupá (210: B9) donde se reconoce una sucesión de 20 m de espesor compuesta por intercalaciones de calizas tipo mudstone o wackestone con arenitas de cuarzo con cemento calcáreo de textura media a muy fina y arcillolitas calcáreas laminadas de color negro (Figura 33 ).

Figura 32. Explotación artesanal para recebos de areniscas cuarzosas blancas de textura media a gruesa, maduras, bien cementadas, de la parte alta de la

Formación Fómeque. Foto tomada en el punto con coordenadas N: 1.072.922, E: 1.115.571, Z: 2.149.


El límite inferior de la Formación Fómeque con la Formación Las Juntas se considera concordante-neto en la zona de estudio; el límite superior con la Formación Une es concordante-transicional.

Según Terraza et al. (2008), la fauna de amonitas encontradas en la base de la unidad, aproximadamente a unos 120 m del techo de la Formación Las Juntas indican edad Barremiano temprano (quebrada Cuya, carretera Las Juntas-Chivor, 210: G4). Las amonitas hacia la parte superior de la unidad al SW de Garagoa (quebrada El Ramo, 210: F8) indican el Aptiano tardío (Etayo-Serna, comunicación personal), de tal forma que la Formación Fómeque abarcaría el lapso Barremiano-Aptiano tardío con posibilidad de incluir el Albiano temprano.


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En la Plancha 210-Guateque se encuentran muy buenos afloramientos de la Formación Fómeque pero desafortunadamente presentan mucho plegamiento y no fue posible obtener una sección completa para medición de espesores y levantamiento estratigráfico; Ulloa & Rodríguez (1979) reportan un espesor de 1.200 m en una sección levantada por la carretera Garagoa-Pachavita-Tibaná, sin embargo, allí la formación está atravesada por la Falla del Río Garagoa. Mediante corte geológico a la altura del río Tunjita (210: G6, F6-F7) y sector SW de Campo Hermoso (entre las fallas de Colombia Grande y Tesalia, 210: H11) se estimaron 1.700 y 1.120 m respectivamente.

2.2.2.2 Formación Une (K 1K2u) Albiano medio - Cenomaniano

La Formación Une aflora extensamente en la región central de la Plancha 210-Guateque desde la población Tibirita (210: F1, G1) hasta el municipio de Zetaquirá (210: A8, A9), ocupando el núcleo de grandes y amplias estructuras sinclinales como el Sinclinal de Almeida-Mamapacha y Pachavita; también aparece al SE de Campo Hermoso (210: H10, H12, G12) limitada por las fallas de Tesalia y Colombia Grande. Por su composición litológica principalmente de arenitas genera morfología escarpada reconocible en varias de las cuchillas más importantes de la zona de estudio (Figura 34 ) como La Filipina, La Tapa, Peña Patagallo y Cerro Mamapacha al oriente de Chinavita (210: C5, D5, D6), Peña de Laura al norte de San Eduardo (210: A10-A11), Agua Larga al sureste de Campo Hermoso (210: H10-H11), Alto El Perico al sur de Zetaquirá (210: B9) y Cerro El Garabato al suroccidente de Miraflores (210: D8) entre otras.


Nombre propuesto por Hubach (1931) refiriéndose al conjunto medio del Piso de Villeta, el cual denominó Areniscas de Une en la región oriental de Bogotá (occidente de Ubaque y Choachí) y que está formado por 400 a 500 m de areniscas principalmente; según este autor la unidad se localiza entre el Aptiano y el Cenomaniano (edad Albiano) y consta de “bancos gruesos de arenisca separados por bancos más o menos delgados de esquisto endurecido y como guía se tiene en la parte alta del conjunto un débil nivel de antracita que se explota en el Río Une y que es llamado nivel de Querenté; este conjunto de areniscas de Une se destaca en el terreno en forma de paredón brusco”.

Posteriormente, Renzoni (1962), suprime el término litológico que acompañaba al nombre de la unidad denominándola como Formación Une, nomenclatura que se ha utilizado hasta la actualidad. Julivert (1968), indica que el nombre proviene del municipio de Une; la localidad tipo es por la carretera Bogotá-Villavicencio entre Chipaque y Cáqueza.


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Figura 34. Secuencia arenosa, resistente a la erosión, que morfológicamente origina escarpes y cuchillas de la Formación Une. Foto con vista S30°E por la vía

Puente Tabla-Miraflores desde el punto con coordenadas N: 1.071.030, E: 1.096.585, Z: 1.673.


En el sector occidental de la zona de estudio se encuentran buenos afloramientos de la Formación Une por la carretera Chinavita-Sisa y por la vía que conduce de Pachavita a Úmbita; los mejores afloramientos aparecen en los niveles arenosos ya que los intervalos arcillosos generalmente están cubiertos por suelo residual o depósitos de pendiente. Aquí la unidad está constituida por bancos gruesos, medianos y delgados de cuarzoarenitas de color gris oscuro a medio (meteorizada a tonos gris claro o amarillentos) con textura muy fina y fina, moderadamente a bien calibradas, maduras, con cemento silíceo, micáceas y con bioperturbación baja; la forma de las capas es tabular y lenticular, frecuentemente con estratificación interna inclinada en artesa (sugiriendo migración lateral de canales); se intercalan con las arenitas capas gruesas y delgadas de arcillolita gris oscuro o negro, algo limosa, laminada internamente o maciza; hacia el sector de Chinavita y Pachavita se encuentran algunos niveles delgados de carbón.

En la franja localizada desde Tibirita (210: F1, G1) hasta el municipio de Zetaquirá (210: A8, A9) que incluye los municipios de Pachavita (210: E4) y Chinavita (210: D4) se cartografiaron dos conjuntos litológicos en la Formación Une denominados informalmente como K1K2u1 (Une inferior) y K1K2u2 (Une superior). Estos conjuntos presentan niveles de 50 a 60 m de arenitas en la base o en el techo, lo que permitió su diferenciación morfológica tanto de la infrayacente Formación Fómeque como de la suprayacente Formación Chipaque (Figura 35 ). Hacia el sector del río Lengupá (210: B9) el segmento inferior contiene una capa de carbón de 90 cm de espesor la cual se encuentra en el punto con coordenadas N: 1.072.680, E: 1.101.235, Z: 1.224.


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Figura 35. Panorámica de los conjuntos litológicos de la Formación Une hacia el sector del municipio de Manta denominados informalmente como K1K2u1 (Une

inferior) y K1K2u2 (Une superior). Obsérvese los niveles gruesos de arenitas tanto en la base y techo del conjunto inferior como hacia el techo del conjunto superior. Foto tomada con vista S30°W desde el punto con coor denadas N: 1.052.455, E:

1.061.211, Z: 2.289.

En los alrededores del municipio de Zetaquirá la Formación Une está compuesta por tres segmentos, dos arenosos (superior e inferior) y un segmento intermedio más arcilloso que arenoso. El segmento inferior es litológicamente similar al segmento superior y el intermedio, por su carácter arcilloso, generalmente se encuentra cubierto por depósitos recientes. Solo fue posible medir y describir el segmento inferior (Figura 36 ), de los otros dos segmentos se tienen descripciones muy puntuales de afloramientos. El segmento inferior está constituido por capas muy gruesas a medianas de arenitas de cuarzo blancas, de textura fina, maduras (granos subredondeados y bien calibrados) con 2% de glauconita tamaño arena fina; se intercalan lodolitas negras arenosas que a su vez muestran interposiciones de capas muy delgadas de cuarzoarenita blanca de grano fino (Figura 37 ). Este segmento se encuentra en contacto neto con la formación Fómeque sobre la carretera que conduce de Zetaquirá a Ramiriquí (210: A8) sitio donde se levantó la sección estratigráfica de la Figura 36.

Al norte del municipio de San Eduardo (costado NE de la Plancha 210-Guateque) la unidad se encuentra aflorando en la cuchilla Peña de Laura (210: A10-A11) la cual forma un escarpe vertical sobre las rocas arcillosas de la Formación Fómeque con topografía más suave (Figura 38 ).


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Figura 37 . Afloramiento de la Formación Une constituido por capas medianas y delgadas de arenitas de cuarzo, finas, maduras, con intercalaciones de lodolitas

negras arenosas. Foto tomada por la vía Zetaquirá-Ramiriquí, a 1 km de Zetaquirá (N: 1.077.278, E: 1.100.200, Z: 1.224).

Figura 38. Escarpe vertical (cuchilla Peña de Laura) conformado por areniscas de la Formación Une que contrasta fuertemente con la topografía suave de las rocas

arcillosas de la Formación Fómeque. Foto con vista al NW desde el punto con coordenadas N: 1.072.604, E: 1.111.360, Z: 1.890.

Aunque no fue posible llegar al escarpe más pronunciado de la cuchilla Peña de Laura por falta de accesos, si se pudo identificar su litología, pues hay varios afloramientos sobre un carreteable que va del sitio conocido como Hormigas a la vereda Campo Alegre del municipio de Zetaquirá (210: A10) y en varios afluentes del Río Fuche (por su margen oriental) como la quebrada La Montonera. La unidad está compuesta por capas medianas a gruesas de areniscas de grano fino, cuarzosas, cementadas con sílice, con intercalaciones de capas muy delgadas de limolitas con laminación ondulosa (Figuras 39 y 40 ).


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Figura 39. Detalle de areniscas pertenecientes a la Formación Une donde se observan capas gruesas y medianas de forma canaliforme (N: 1.077.638, E:

1.105.642 Z: 1.852).

Figura 40. Afloramiento de la Formación Une con capas gruesas de arcillolitas de color gris oscuro intercaladas con arenitas (N: 1.077.638, E: 1.105.642 Z: 1.852).

En la región del Río Fuche, sobre el puente que conduce de la vereda Campo Alegre al caserío La Esperanza (210: A10), se observa una secuencia de capas gruesas de cuarzoarenitas de textura muy fina, maduras, compactas, con madrigueras horizontales sobre la base de los estratos (Figura 41 ).


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Figura 41. Madrigueras horizontales en la base de un estrato de cuarzoarenita de la Formación Une (N: 1.078.793, E: 1.106.276, Z: 1.677). Escala gráfica= 10 cm.


El límite inferior con la Formación Fómeque es concordante transicional; el límite superior con la Formación Chipaque es concordante neto. Su edad establecida por posición estratigráfica es Albiano medio-Cenomaniano.

El espesor de la Formación Une (calculado por corte geológico) es de por lo menos 1.300 m sobre el flanco oriental del Sinclinal de Úmbita de los cuales 600 m corresponden al conjunto inferior y 700 m al superior; Ulloa & Rodríguez (1979) reportan 500 m en una sección levantada por la carretera Garagoa-Pachavita-Tabaná, sin embargo, dicha sección parece corresponder solamente al conjunto inferior. Hacia el costado suroriental de la Plancha 210-Guateque, en el flanco oriental del Sinclinal de Nazareth, se estimaron 1.400 m de espesor. Montoya & Reyes (2003) reportan 1.432 m en una sección levantada por la carretera Manta-Machetá en la Plancha 209-Zipaquirá.

2.2.2.3 Formación Chipaque (K 2cp) Cenomaniano tardío - Santoniano

La Formación Chipaque aparece en el sector NW de la zona de estudio desde el norte de Tibirita (210: E1, F1) hasta el occidente de Zetaquirá (210: A7) conformando una franja orientada en sentido SW-NE; también aparece en el extremo SE del área de estudio en el Sinclinal de Nazareth (210: G12, H11-H12). La unidad aflora en los flancos del Sinclinal de Pachavita, en el flanco occidental del Sinclinal de Úmbita, y en el bloque colgante de la Falla de Soapaga (al oriente de Tibaná, 210: A5-A6), en donde se halla plegada y fallada, cabalgando sobre sí


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misma y sobre rocas del Paleógeno (formaciones Guaduas, Socha Inferior y Socha Superior) y Cretácico más superior (Grupo Guadalupe).


Hubach (1931), denomina a las rocas que afloran desde la angostura del río Une (en Cáqueza) hasta la región de Chipaque como Piso de Villeta, abarcando la sucesión que se desarrolla encima de las Areniscas de Cáqueza y subyace al Piso de Guadalupe. Lo subdivide en tres conjuntos bien destacados, el inferior lo llamó Conjunto de Fómeque, le siguen las Areniscas de Une y al conjunto superior lo llamó Conjunto de Chipaque.

Posteriormente, Renzoni (1962), denomina como Formación Chipaque al intervalo estratigráfico que descansa sobre la Formación Une e infrayace a la Formación Arenisca Dura (base del Grupo Guadalupe), es decir, incluye tanto al Conjunto de Chipaque como a la secuencia que Hubach (1931, 1957a) denominó como Guadalupe Inferior, pues, según Renzoni (1962), no existen diferencias litológicas que justifiquen tal separación; es en este sentido que se cartografió la Formación Chipaque en el área de estudio. El nombre posiblemente provenga del municipio de Chipaque y su localidad tipo es por la carretera Bogotá-Villavicencio en cercanías de la población de Chipaque.


Los afloramientos de la Formación Chipaque en el área de estudio son muy puntuales, ya que por su carácter arcilloso casi siempre están cubiertos por suelos residuales o coluviones. Los pocos afloramientos están conformados por arcillolita gris oscuro, laminadas, meteorizadas, con intercalaciones tabulares de arenitas de cuarzo, de textura fina, maduras, con cemento silíceo, generalmente bioperturbadas en la base de las capas, con espesor delgado hasta grueso. Cerca a la población de Chinavita (1,5 km al norte, por la vía Chinavita-Fátima) aparecen intercalados tres mantos medianos de carbón dentro de una secuencia arcillosa-lodosa perteneciente a la base de la unidad (Figura 42 ).


El límite superior con la Formación Arenisca Dura, aunque está cubierto, se considera concordante neto, lo mismo que el límite inferior con la Formación Une. Montoya & Reyes (2003), en la plancha 209-Zipaquirá contigua a la plancha 210, le asignan edad Cenomaniano tardío-Santoniano. Guerrero & Sarmiento (1996) con base en datos palinológicos piensan que la base de la unidad es del Turoniano temprano y su techo Santoniano en una sección levantada sobre el flanco W del Sinclinal de Nazareth en cercanías de San Luis de Gaceno (15 km al sur del área de estudio).


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El espesor de la Formación Chipaque, calculado por corte geológico, sobre el flanco occidental del Sinclinal de Úmbita es de por lo menos 450 m. Guerrero & Sarmiento (1996) reportan 565 m en la sección de San Luis de Gaceno.

Figura 42. Parte baje de la Formación Chipaque conformada por arcillolitas de color gris oscuro con intercalaciones tabulares de cuarzoarenitas en capas

medianas; se aprecian algunos mantos medianos de carbón hacia el centro de la fotografía. Foto tomada por la carretera Chinavita-Fátima en el punto con

coordenadas N: 1.064.884, E: 1.078.395, Z: 1.883.

2.2.2.4 Formación Conejo (K 2c) Coniaciano - Santoniano

La Formación Conejo está restringida al borde NW de la Plancha 210-Guateque aflorando al occidente de las fallas de Machetá y Río Icabuco, ocupando el núcleo de varias estructuras anticlinales de las cuales la más importante es el Anticlinal de Las Pavas. La Formación Conejo se reconoce por presentar geoformas relativamente suaves que contrastan con la morfología escarpada producida por la unidad suprayacente (Formación Arenisca Dura o Formación Lidita Superior).


La Formación Conejo fue propuesta por Renzoni (1981) en el cuadrángulo J-12, Tunja (localizado al norte de la Plancha 210-Guateque), no obstante, este trabajo fue realizado en el año de 1967. La primera publicación del término Formación Conejo es de Etayo (1968b, p. 44). La sección tipo se localiza en la Plancha 191-Tunja por un camino que se desprende del carreteable Oicatá-Chivatá y que va a


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la vereda San Rafael (localidad de Pontezuela) bordeando el Alto El Conejo, de donde proviene el nombre de la unidad.

Renzoni (1981), designó como Formación Conejo al intervalo estratigráfico comprendido entre el techo del conjunto B de la Formación San Rafael (Etayo 1968a, b) y la base de la Formación Plaeners, constituido por shales de color gris oscuro a amarillento con algunas intercalaciones muy gruesas de arenisca. En la Plancha 210-Guateque y en trabajos recientes de cartografía geológica regional realizados por INGEOMINAS (Terraza, 2004; Montoya & Reyes, 2003, 2007; Fúquen & Osorno, 2005), se pudo establecer con base en datos paleontológicos y el análisis de la nomenclatura estratigráfica, que la Formación Conejo abarca el intervalo estratigráfico comprendido entre la Formación Arenisca Dura o Lidita Superior y la Formación La Frontera (unidad sinónima del conjunto B de la Formación San Rafael de Etayo 1968a, b). Etayo (1968b), en el sector de Sáchica-Tunja, dividió la Formación Conejo en tres conjuntos, que de base a techo denominó A, B y C, de los cuales propuso formalmente el conjunto B como Miembro Cucaita, cuya sección y localidad tipo se localiza al oriente del corregimiento de Cucaita, por la carretera Cucaita-Tunja (Etayo, 1968a, p. 24).


En la Plancha 210-Guateque no aflora la totalidad de la Formación Conejo haciendo falta la parte inferior de la unidad; los mayores espesores se presentan al norte del área de estudio, en la plancha contigua 191-III-C, donde se reconocen dos intervalos, uno inferior constituido por arcillolitas y bioesparitas que morfológicamente tiende a generar valles, y otro superior representado por intervalos arcillosos con intercalaciones arenosas que originan crestas y valles sucesivos (Figura 43 ). Los mejores afloramientos de la parte superior de la unidad se observan en inmediaciones del municipio de Turmequé, principalmente en el núcleo del Anticlinal de Las Pavas localizado al oriente de esta localidad.

El segmento inferior está constituido en la base por arcillolitas de color gris medio oscuro (N4) a azul oscuro (5 PB 3/2), con restos de plantas y presencia de capas delgadas y medianas de carbón, observables en la vía Turmequé-Páscata; a medida que se asciende estratigráficamente en la secuencia persisten las arcillolitas, sin embargo, empiezan a intercalarse arenitas en capas delgadas que paulatinamente se van engrosando hacia el techo hasta formar capas gruesas; las arenitas son de cuarzo, grano fino, micáceas, bioturbadas y de coloración naranja grisáceo y naranja muy pálido (10 YR 7/4 y 10 YR 8/2). Sobre este conjunto aparece una sucesión de intercalaciones de arcillolitas en capas muy gruesas a gruesas con calizas y arenitas calcáreas en capas delgadas a medianas; las calizas son bioesparitas (packstone de bivalvos), las cuales por meteorización toman coloración rojiza y marrón (5 R 2/6 y 5 YR 3/4); las arenitas calcáreas tienen como armazón bioclastos de bivalvos y granos de cuarzo de tamaño fino a muy fino, sin poderse determinar el material cementante pues la meteorización es


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avanzada. El tercer conjunto del segmento inferior está compuesto por arcillolitas de color gris medio oscuro y claro (N4 y N7); es notoria la presencia de dos horizontes que forman relieve pronunciado, representados por limolitas silíceas con estratificación plana paralela continua con restos fósiles de amonitas y bivalvos (Figura 44 ). El techo del segmento inferior está constituido por arcillolitas grises micáceas intercaladas con esporádicas capas medianas a delgadas de cuarzoarenitas de grano muy fino de coloración gris medio oscuro (N4).

Figura 43 . Panorámica de la Formación Conejo con dos segmentos morfológicamente diferenciables, uno inferior (arcilloso) de relieve suave, y otro superior (de arcillolitas con intercalaciones de arenitas) que generan crestas y

valles sucesivos. Foto tomada hacia el norte desde la vía Ventaquemada-Turmequé-Nuevo Colón desde el punto con coordenadas N: 1.083.950, E:

1.064.420, Z: 2.400.

El segmento superior es muy característico morfológicamente, ya que está constituido por arcillolitas con intercalaciones frecuentes de arenitas o calizas (más resistentes a la erosión), lo cual genera en el paisaje una sucesión de cornisas separadas por valles (Figura 45 ). Las cornisas están representadas por arenitas, arenitas calcáreas, wackestones o packstones de bivalvos (biomicrita empaquetada o bioesparita pobremente lavada). Las arenitas son de cuarzo, de grano muy fino, bioturbadas y maduras; la estructura interna predominante es la laminación heterolítica flasser. La cornisa inferior está formada por una sucesión estrato-creciente de capas delgadas a medianas (que alcanzan a formar un paquete de 6 m de espesor) con arenitas, arenitas calcáreas y calizas. Sobre ella aparece un paquete de arcillolitas con laminación heterolítica lenticular que se intercala con arenitas en láminas y capas delgadas. La segunda cornisa está representada por un intervalo de cuatro metros de arenitas y la cornisa superior por un intervalo de tres metros de arenitas. La parte más alta de la Formación Conejo termina en un intervalo blando representado por shales arcillosos de color gris medio (N5) con laminación lenticular y capas delgadas de arenitas de cuarzo de grano fino y muy fino, bioturbadas.


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Figura 44 . Porción superior del segmento inferior de la Formación Conejo constituido por arcillolitas grises (altamente meteorizadas) con un nivel de limolitas silíceas intercalado que resalta morfológicamente. Foto tomada por la vía Nuevo

Colón-Ventaquemada desde el punto con coordenadas N: 1.084.700 E: 1.065.830, Z: 2.600.

Figura 45. Panorámica de la Formación Conejo en el núcleo del Anticlinal de Las Pavas. Nótese la sucesión de cornisas y valles generados por la alternancia de

niveles duros (arenitas o calizas) y blandos (arcillolitas). Foto tomada hacia el sur desde el punto con coordenadas N: 1.084.200, E: 1.073.950, Z: 2.700.


El contacto superior con la unidad suprayacente Formación Arenisca Dura o Formación Lidita Superior es concordante y neto; este límite se estableció en la base de un nivel de arenitas (para el caso de la Arenisca Dura) o de porcelanitas (para el caso de la Lidita Superior) que morfológicamente generan escarpe o filo, y que suprayacen a las arcillolitas de la porción más alta de la Formación Conejo las


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cuales geomorfológicamente generan un valle o depresión en el terreno; el límite inferior de la unidad no aflora en el área de estudio.

El espesor aflorante de la Formación Conejo es de por lo menos 300 m en la zona de estudio considerando que no aflora la porción inferior de la unidad.

La edad de la Formación Conejo abarca desde parte del Turoniano tardío hasta parte del Santoniano (Etayo, 1968a, b). Montoya & Reyes (2003, 2007) en la Plancha 209-Zipaquirá y Sabana de Bogotá reportan amonitas de la parte más alta de la formación que indican edad Santoniano muy próximo al Campaniano. Las muestras de amonitas recolectadas al norte de área de estudio (plancha 191-III-C) confirman estas edades, ya que las muestras encontradas en la parte baja de la sucesión (N: 1.082.205, E: 1.064.803, Z: 2.300, muestra DMA-2970) sugieren edad Coniaciano (Etayo-Serna, comunicación personal) y las muestras de la parte más baja de la Lidita Superior (N: 1.080.408, E: 1.062.012, Z: 2.400, muestra DMA-3634) indican el Santoniano muy cerca del Campaniano.

2.2.2.5 Grupo Guadalupe (K 2g) Campaniano - Maastrichtiano

El Grupo Guadalupe aparece al costado noroccidental de la Plancha 210-Guateque, conformando una franja orientada en sentido SW-NE que hace parte de los flancos del Sinclinal de Úmbita y Anticlinal de Las Pavas y de otros pliegues anticlinales y sinclinales de menor importancia; también aflora hacia el borde SE de la plancha, sobre los flancos del Sinclinal de Nazareth (210: H11, H12, G12), en donde por su espesor reducido no fue posible cartografiar las unidades constituyentes del grupo.

El Grupo Guadalupe está conformado de base a techo por las formaciones Arenisca Dura, Plaeners, Arenisca de Labor y Arenisca Tierna. Hacia el extremo más NW del área de estudio (210: A1) aparece la Formación Lidita Superior que se considera coetánea y heterópica con la Formación Arenisca Dura, unidad que ya había sido reconocida y cartografiada en sectores de la Plancha 209-Zipaquirá y Sabana de Bogotá por Montoya & Reyes (2003, 2007), no obstante, en esta parte de la cordillera oriental siempre fue confundida con la Formación Plaeners debido a la similitud litológica entre las dos unidades, especialmente por el contenido de porcelanitas y cherts en capas delgadas que fracturan prismáticamente (conocida vulgarmente como “piedra panelita”) y que las hace muy apetecidas para recebo de carreteras; la Formación Lidita Superior hace parte del Grupo Olini en el Valle Superior del Magdalena.

Hacia el sector de San Luis de Gaceno (15 km aproximadamente al sur del área de estudio), sobre el flanco occidental del Sinclinal de Nazareth que está afectado por la Falla de Tesalia, Guerrero & Sarmiento (1996) reconocen y proponen tres formaciones nuevas dentro del Grupo Guadalupe denominadas de base a techo como Arenitas de San Antonio (Guadalupe Inferior, Campaniano temprano),


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Lodolitas de Aguacaliente (Guadalupe Medio, Campaniano tardío) y Arenitas de San Luis de Gaceno (Guadalupe Superior, Maastrictiano temprano); estas unidades, según ellos, constituyen un equivalente lateral de granulometría notoriamente más gruesa y corresponderían en posición estratigráfica con las formaciones Arenisca Dura, Plaeners y Labor-Tierna de la parte central de la Cordillera Oriental, no obstante, en la Plancha 210-Guateque, estas unidades no se pudieron recocer por la pobre exposición y reducido espesor del Grupo Guadalupe hacia el sector del Sinclinal de Nazareth.

Con respecto al Grupo Palmichal propuesto y cartografiado por Ulloa & Rodríguez (1979) y Ulloa et al. (1975) al SE de la Plancha 210-Guateque, en el Sinclinal de Nazareth, se comparte lo planteado por Guerrero & Sarmiento (1996), que indican que tanto el Grupo Palmichal como la Formación Arenisca de El Morro de Van der Hammen (1958) deben abandonarse, porque estos nombres están sustituyendo a unidades previamente definidas (sinonimia) como el Grupo Guadalupe, la Formación Guaduas y la Formación Socha Inferior. Al respecto, dicen Guerrero & Sarmiento (1996), que “ los segmentos A, B, C del Grupo Palmichal corresponden con el Grupo Guadalupe, mientras que el segmento D corresponde con la Formación Guaduas y el segmento E con la Formación Socha Inferior. La parte inferior de la Formación Arenisca de El Morro corresponde con la Formación Labor-Tierna del Grupo Guadalupe, la parte media con la Formación Guaduas y la parte superior con la Formación Socha Inferior”.


De acuerdo con Julivert (1968) “el origen del nombre proviene del Cerro Guadalupe, al Oriente de Bogotá. La descripción original de la unidad se debe a Hettner (1892) quien establece la subdivisión del Cretáceo de la Cordillera Oriental en Guadalupe y Villeta. El Guadalupe limita por su parte superior con La Formación Guaduas (término con el cual Hettner comprendía los sedimentos arcillosos rojos y abigarrados de la Cordillera Oriental en su sector de Sabanas y los niveles de areniscas y conglomerados intercalados).”

Hubach (1931) divide el Piso de Guadalupe en un conjunto superior (arenoso) y un conjunto inferior (arcilloso), el primero dividido a su vez en Areniscas Duras, Plaeners y Areniscas Tiernas; el límite Guadalupe-Villeta dado por Hubach no coincide pues con el límite entre las facies arenosas de la parte más alta del Cretáceo y las facies arcillosas inferiores. Hubach (1957a escrito en 1951) asciende la unidad al rango de formación y posteriormente al rango de grupo (Hubach, 1957b), manteniendo el mismo concepto litoestratigráfico expresado anteriormente.

Posteriormente, según Julivert (1968), se redefine el límite inferior de la unidad restringiendo el grupo a lo que se venía llamando Guadalupe Superior o Conjunto superior arenoso (Colombian Soc. Petr. Geol. Geoph., 1961, p. 39), “con esto se


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sigue un criterio litológico y se da al Guadalupe su verdadero carácter de unidad litoestratigráfica, carácter que había sido en buena parte olvidado, ya que a pesar de su nombre de unidad litoestratigráfica (Formación Guadalupe, Grupo Guadalupe) había sido tratado en repetidas ocasiones como si fuera una unidad cronoestratigráfica, tanto al discutir sus límites como al extenderla más allá de los límites de la facies que representa”, criterio que ha prevalecido hasta el día de hoy.

Julivert (1968), indica para el Grupo Guadalupe lo siguiente: “Julivert (1961c, 1963c), establece la siguiente nomenclatura basada en la antigua de Hubach: Arenisca Tierna, Arenisca de Labor, Nivel de Plaeners, Arenisca Dura (= Miembro del Raizal); separando las areniscas Tierna y de Labor se sitúa un nivel blando de poco espesor que deja sin denominar”. Esta subdivisión litoestratigráfica del Grupo Guadalupe es de techo a base y constituye la nomenclatura aceptada actualmente.

Finalmente, Pérez & Salazar (1971), describen detalladamente las formaciones que constituyen el Grupo Guadalupe al oriente de Bogotá (Cerro Guadalupe y Páramo del Rajadero) formalizándose de esta manera las unidades que lo componen, que de base a techo son: Formación Arenisca Dura, Formación Plaeners, Formacion Arenisca de Labor y Formación Arenisca Tierna.

Para el Piedemonte Llanero (15 km al sur del área de estudio sobre el flanco W del Sinclinal de Nazareth cerca a San Luis de Gaceno) Guerrero & Sarmiento (1996) proponen las formaciones Arenitas de San Antonio (Guadalupe Inferior, Campaniano temprano), Lodolitas de Agua Caliente (Guadalupe Medio, Campaniano tardío) y Arenitas de San Luis de Gaceno (Guadalupe Superior, Maastrichtiano temprano) como subdivisiones formales del Grupo Guadalupe equivalentes lateralmente (pero con granulometría más gruesa) a las formaciones Arenisca Dura, Plaeners y Labor-Tierna, respectivamente, del área de la Sabana de Bogotá y alrededores.


Del Grupo Guadalupe se levantó una sección estratigráfica en el Alto del Volador, por la vía que conduce de Pachavita a Úmbita (210: C3), en los límites entre las planchas 210-I-D y 210-I-C con coordenadas de inicio N: 1.066.857, E: 1.074.742, Z: 2.270 y coordenadas de finalización N: 1.067.367, E: 1.074.707, Z: 2.350, la cual se describirá a continuación de base a techo (Figura 46 ).

Se distinguen claramente las cuatro formaciones del grupo, sin embargo, tanto el contacto inferior con la Formación Chipaque y el superior con la Formación Guaduas están cubiertos, faltando unos pocos metros de la base de la Arenisca Dura y aflorando bien solamente los primeros 6 m de la Arenisca Tierna. El espesor del Guadalupe en esta sección es de 300 m, de los cuales 120 m


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(incompleto) son para la Arenisca Dura, 133 m para Los Plaeners, 41 m para la Arenisca de Labor y 5 m (incompleto) para la Arenisca Tierna. La Arenisca de Labor está separada de la Arenisca Tierna por un intervalo arcilloso delgado de unos 6 m de espesor, el cual hacia el costado oriental del Río Garagoa (210: C4) se engruesa y alcanza por lo menos 90 m de espesor, sin embargo, unos 3 km más al NE (210: B4), este nivel desaparece y no se pueden separar, litológicamente ni cartográficamente, la Arenisca de Labor de la Arenisca Tierna, y es por esta razón que en el mapa geológico de la Plancha 210-Guateque estas unidades aparecen como una sola unidad cartográfica denominada Arenisca de Labor y Tierna.

Morfológicamente se diferencian muy bien tres niveles en el Grupo Guadalupe, un nivel inferior (Arenisca Dura) y otro superior (Arenisca de Labor y Tierna) separados por un nivel blando correspondiente a Los Plaeners (Figura 47 ).

Figura 47. Panorámica del Grupo Guadalupe en el Alto El Volador donde morfológicamente se distinguen tres niveles, uno inferior (K2d: Arenisca Dura) y

otro superior (K2lt: Arenisca de Labor y Tierna) que resaltan en la topografía separados por un nivel blando correspondiente a Los Plaeners (K2p). Foto tomada

hacia el SW desde el punto con coordenadas N: 1.067.508, E: 1.074.857, Z: 2.408.

De manera general, el Grupo Guadalupe se compone litológicamente de la siguiente manera:

Arenisca Dura (120 m incompleto): cuarzoarenitas de color naranja grisáceo, naranja amarillento o marrón amarillento por meteorización, textura muy fina a fina, maduras, algo micáceas y glauconíticas (al techo especialmente), en capas con estratificación delgada hasta muy gruesa, plana paralela (continua o discontinua) y laminación interna delgada-mediana, ligeramente ondulosa paralela


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discontinua o aspecto macizo; se intercalan porcelanitas color gris parduzco y negro oliva, en conjuntos de capas delgadas y medianas, plano-paralelas (tabulares), entre 1 y 6 m de espesor con laminación interna delgada a mediana plana paralela (continua y discontinua) y partición prismática característica (Figura 48), y también arcillolitas de color gris medio en capas muy gruesas y medianas con laminación delgada plana paralela discontinua, poco carbonosa, con rompimiento en esquirlas, bloques y astillas. Con las porcelanitas son frecuentes las intercalaciones de chert y ocasionalmente capas medianas hasta muy gruesas de fosforitas; son comunes los foraminíferos bentónicos aunque los planctónicos se observaron en la base. En la parte baja y techo aparecen conjuntos de limolitas de cuarzo.

Figura 48. Conjunto de porcelanitas color gris parduzco, en capas delgadas y medianas, plano-paralelas, con partición prismática característica (“piedra

panelita”) en la parte inferior de la Formación Arenisca Dura. Metro 21 a 27 m de la sección estratigráfica Alto El Volador (N: 1.066.885, E: 1.074.734, Z: 2.285).

Plaeners (133 m): aflora aproximadamente un 50% de esta unidad la cual está cubierta por coluviones. Se compone de arcillolitas de color gris medio y claro, meteorizadas, muy poco carbonosas en las cuales se intercalan cuarzoarenitas (muy finas, maduras), tormentitas de fragmentos de bivalvos, lodolitas y porcelanitas (Figura 49 ).

Arenisca de Labor (41 m) y Arenisca Tierna (6 m inc ompleto): se inicia la sucesión con unos 4 m de limolitas de cuarzo suprayacidas por una secuencia de arenitas cuarzosas, de textura fina o muy fina con estratificación gruesa a muy gruesa, en capas cuneiformes, con biopertubarción alta, micáceas, glauconíticas, generalmente friables y muy meteorizadas (Figura 50 ). La secuencia finaliza con


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6 m de arcillolitas con niveles de arenitas en su base y techo (intervalo que separa la Arenisca de labor de la Arenisca Tierna) para rematar con 6 m de cuarzoarenitas de color gris muy claro o amarillento con estratificación delgada ondulosa paralela discontinua, glauconíticas, friables, que corresponden a la base de la Arenisca Tierna.

Figura 49. Conjunto intercalado en una secuencia arcillosa de cuarzoarenitas de color naranja grisáceo, textura muy fina, en capas gruesas cuneiformes, maduras, muy meteorizadas y friables de la parte inferior de la Formación Plaeners. Metro 132 a 135 de la sección estratigráfica Alto El Volador (N: 1.067.120, E: 1.074.801,

Z: 2.290).

Figura 50. Detalle de cuarzoarenitas de color gris claro y naranja amarillento pálido, textura fina a muy fina, en capas gruesas y muy gruesa cuneiformes,

micáceas, glauconíticas, muy meteorizadas y friables de la parte superior de la Formación Arenisca de Labor. Metro 272 a 280 de la sección estratigráfica Alto El

Volador (N: 1.067.369, E: 1.074.763, Z: 2.330).


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Los límites inferior (con la Formación Chipaque) y superior (con la formación Guaduas) del Grupo Guadalupe se consideran concordantes y netos. El límite Arenisca Dura-Plaeners se considera transicional lento (cambio de arenitas y limolitas cuarzosas del techo de la Arenisca Dura a lodolitas y arcillolitas de la base de la Formación Plaeners en 10 m estratigráficos). El límite Plaeners-Arenisca de Labor y Tierna es neto (cambio brusco de porcelanitas del techo de la Formación Plaeners a limolitas cuarzosas de la base de la Arenisca de Labor).

Considerando que la suprayacente Formación Guaduas por palinología es de edad Maastrichtiano tardío-Paleoceno temprano (Sarmiento, 1992), y que la fauna de amonitas de la parte más alta de la infrayacente Formación Conejo es de edad Santoniano muy próximo al Campaniano (Montoya & Reyes, 2003; 2007), se infiere para el Grupo Guadalupe edad Campaniano-Maastrichtiano temprano. La fauna de amonitas y bivalvos (Abruptolopha Abrupta) recolectadas en la Formación Plaeners (N: 1.076.775, E: 1.065.704, Z: 2850, muestra DMA-3261 y N: 1.072.428, E: 1.063.016, Z: 3.150, muestra DMA-3279) indican edad Campaniano tardío a Maastrichtiano, lo cual concuerda con la edad planteada para el Grupo Guadalupe en la Plancha 210-Guateque. Para el Piedemonte Llanero Guerrero & Sarmiento (1996) plantean la misma edad para el Grupo Guadalupe subdividido de base a techo en las formaciones Arenitas de San Antonio asignadas al Campaniano temprano, Lodolitas de Agua Caliente al Campaniano tardío y Arenitas de San Luis de Gaceno al Maastrichtiano temprano.

2.2.2.6 Formación Lidita Superior (K 2ls) Campaniano temprano

Como previamente se indicó, la Formación Lidita Superior fue reconocida y cartografiada por Montoya & Reyes (2003, 2007) en sectores de la Plancha 209-Zipaquirá y Sabana de Bogotá, pero siempre había sido confundida con la Formación Plaeners por su similitud litológica. En la Plancha 210-Guateque, la unidad está restringida al extremo más NW de la misma (210: A1), sin embargo, sus afloramientos se extienden por decenas de kilómetros en la plancha contigua 191-Tunja. No se conocen con exactitud las condiciones tectono-estratigráficas, paleogeográficas y sedimentológicas que prevalecieron durante la acumulación de la Lidita Superior del Grupo Olini del Valle Superior del Magdalena y la Arenisca Dura del Grupo Guadalupe de la Sabana de Bogotá y sus alrededores, que expliquen claramente la relación existente entre estas dos unidades, puesto que en el sector de la quebrada Albarracín (210: A1) afloran ambas unidades, una enfrente de la otra, separadas por la Falla de Chocontá.


Según Julivert (1968), la Lidita Superior se conoció inicialmente con el nombre de Upper Chert y fue publicado por primera vez por Petters (1954). La primera


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descripción se debe a Bürgl & Dumit (1954) bajo la forma de Primera Lidita, término que dichos autores emplean para denominar una serie uniforme formada por liditas (=porcelanitas) bastante impuras, estratificadas en capas de 5-10 cm de espesor con pequeñas intercalaciones de margas y arcillas blandas que se observan en la región de Girardot en el Valle Superior del Magdalena. Este nombre fue creado para diferenciar esta lidita de otro nivel lidítico situado debajo del anterior (Lidita Inferior), separado del mismo por una sucesión de arcillas arenosas, en parte algo margosas, con algunas intercalaciones de areniscas (Nivel de Lutitas de De Porta, 1965). Posteriormente, De Porta (1965), define formalmente el Grupo Olini dividiéndolo en tres niveles denominados de base a techo Lidita Inferior, Nivel de Lutitas y Lidita Superior. Luego, Cáceres & Etayo (1969), ascienden las liditas Inferior y Superior al rango de formación. Como localidad tipo, De Porta (1965), menciona el camino Piedras-La Tabla (Plancha 245-Girardot). La Lidita Superior es por tanto, la unidad superior del Grupo Olini en el Valle Superior del Magdalena, y en algunos sectores de la Sabana de Bogotá y sus alrededores constituye la base del Grupo Guadalupe.


La Formación Lidita Superior, de la misma forma que la Arenisca Dura, se reconoce en el paisaje porque su litología tiende a generar escarpes o filos topográficos (Figura 51 ).

Figura 51. Vista Panorámica de la Formación Lidita Superior generando escarpe topográfico sobre el flanco de una estructura sinclinal. Foto con vista al sur desde

el punto con coordenadas N: 1.084.500, E: 1.064.600, Z: 2.350.

La descripción litológica de la unidad se hizo con base en una columna estratigráfica levantada en la plancha 191-III-C, en la cantera La Cascajera, localizada en la vía que conduce de Ventaquemada a Turmequé con punto de


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inicialización N: 1.083.883, E: 1.064.333, Z: 2.550 y punto de finalización N: 1.083.908, E: 1.064.333, Z: 2.600. En esta cantera se detallaron 74,5 m y 18 metros inferiores en la Quebrada El Botello, para un total de 92,5 m aproximadamente, los cuales se dividieron en cuatro segmentos, que se describen a continuación.

Segmento 1 (25 m) . Los 18 metros inferiores se observaron en la quebrada El Botello en donde se puede determinar el contacto con la Formación Conejo; allí se observan 7 m basales de cuarzoarenitas lodosas de grano muy fino, bioturbadas y porosas (con espacios vacíos dejados por disolución de vértebras de peces y pellets), sobre las cuales descansa un intervalo silíceo-limoso de 11 m cuyo techo empalma con la sección levantada en la cantera La Cascajera; los siguientes 6,5 m del techo del segmento se levantaron en la cantera y están constituidos por intercalaciones de chert y porcelanita, separadas por arcillolitas de color gris oscuro (N4). Las capas son de tamaño delgado a mediano con estratificación plana paralela continua y forma tabular; es notoria la presencia de nódulos calcáreos con diámetros desde 10 hasta 70 cm.

Segmento 2 (18 m) . Es un intervalo de arenitas y limolitas (Figura 52 ). En la parte inferior (4,5 m) afloran arenitas de cuarzo de grano muy fino y coloración gris (N4 a N8), bioturbadas, en capas ondulosas con espesor mediano a delgado principalmente y en menor proporción gruesas. La parte superior del intervalo (13,5 m) está representado por limolitas de cuarzo, arenosas, de color gris claro (N5), algunas con cemento calcáreo; se disponen en capas delgadas a medianas plano-paralelas a ondulosas. Se observan pellets y concreciones calcáreas de hasta de 1 m de diámetro.

Segmento 3 (19,5 m) . Segmento representado por arenitas, fosforitas y rocas silíceas (Figura 53 ). Inicia con un conjunto de capas medianas de arenitas grises (N5) de cuarzo, de textura muy fina, con laminación lenticular originada por arenitas de color blanco azuloso (5B 9/1). Sobre este conjunto aparece una capa muy gruesa (2,1 m) de fosforita texturalmente de tamaño arena gruesa con algunos fragmentos de peces que alcanzan hasta tamaño guijo (corresponde a packstone fosfático de peloides y restos de peces). Sobre la fosforita aparecen porcelanitas y chert grises (N4 y N5) en capas delgadas plano-paralelas que se intercalan con láminas y capas delgadas a medianas de arcillolita y fosforita de textura arena media (packstone fosfático de peloides y restos de peces) con algunos fragmentos de peces de tamaño guijo. Ocasionalmente el chert o la porcelanita reaccionan al HCl. La parte más alta del segmento está compuesta por cuarzoarenitas de textura muy fina en capas delgadas a medianas con estratificación ondulosa, separadas por capas arcillolíticas.

Segmento 4 (30 m) . Este intervalo está representado por capas silíceas (86%) y fosfáticas (14%) (Figura 54 ). En los primeros 10 m se intercalan arenitas fosfáticas con intervalos de chert cada 60 a 90 cm, en capas delgadas (Figura 55 )


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y roca fosfórica en láminas delgadas o en capas medianas, gruesas y muy gruesas. Los 20 m restantes corresponden a intercalaciones de chert en capas delgadas plano-paralelas con láminas y capas delgadas de fosforitas intercaladas. Las arenitas fosfáticas y fosforitas son de color naranja grisáceo y naranja muy pálido (10 YR 7/4 y 10 YR 8/2). Las fosforitas texturalmente son de tamaño arena media con algunos fragmentos de peces de tamaño guijo; estas rocas se clasificaron como packstone fosfático de peloides y restos de peces y arenitas fosfáticas; los fosfatos están representados por peloides y vértebras de peces. El chert es de color negro o gris (N3, N5, N4), comúnmente con láminas delgadas a medianas constituidas por foraminíferos bentónicos.

Figura 52. Vista general del segmento 2 de la Formación Lidita Superior en la cantera La Cascajera. En la parte inferior se observa una sucesión de

cuarzoarenitas suprayacida por una sucesión de limolitas.

Figura 53. (Izquierda): Panorámica general del segmento 3 de la Formación Lidita Superior en la cantera La Cascajera. (Derecha): Detalle de capas delgadas de

chert suprayacidas por una capa gruesa de fosforita.


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Figura 54 . Panorámica del segmento 4 de la Formación Lidita Superior en la cantera La Cascajera compuesto por capas delgadas de cherts con fosforitas

intercaladas.

Figura 55. Detalle de cherts y fosforitas en el segmento 4 de la Formación Lidita Superior en la cantera La Cascajera. (Izquierda): Chert negro intercalado con

capas delgadas de fosforita. (Derecha): Aspecto de una capa gruesa de fosforita clasificada como packstone fosfático de peloides y restos de peces.


Tanto el límite inferior (con la Formación Conejo) como el límite superior (con la Formación Plaeners) son concordantes y netos; el contacto inferior se estableció en el cambio de arcillolitas de la parte alta de la Formación Conejo a una sucesión con arenitas, porcelanitas y cherts con intercalaciones de arcillolitas de la parte basal de la Formación Lidita Superior; el contacto superior se trazó en el cambio litológico de cherts del techo de la Lidita Superior a arcillolitas grises de la base de la Formación Plaeners.


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Teniendo en cuenta que las muestras de amonitas entre 7 y 12 m por encima del contacto con la Formación Conejo recolectadas en la quebrada el Botello (muestra DMA-3634, N: 1.080.408, E: 1.062.012, Z: 2.400) indican edad Santoniano, y que las muestras localizadas entre 11 y 18 m por encima de las anteriores, en la cantera La Cascajera (muestras DMA-3707 y DMA-3711 localizadas en el punto con coordenadas N: 1.083.883, E: 1.064.333, Z: 2.550) corresponden al Campaniano temprano, y si se considera que la suprayacente Formación Plaeners es de edad Campaniano tardío a Maastrichtiano, se puede concluir que la edad de la Formación Lidita Superior es principalmente Campaniano temprano.

2.2.2.7 Formación Guaduas (K 2E1g) Maastrichtiano tardío - Paleoceno temprano

La Formación Guaduas aflora principalmente al costado NW de la Plancha 210-Guateque ocupando los flancos o el núcleo de varias estructuras sinclinales (210: A3, A5, A6, B3, B4, C1, D1, D2) de las cuales la más importante es el Sinclinal de Úmbita. También aparece en la esquina SE del área de estudio, sobre los flancos del Sinclinal de Nazareth (210: G12, H11-H12), donde presenta un espesor bastante reducido.


De acuerdo con Julivert (1968), “Hettner (1892), denominó Guaduas (Guaduasschichten; Stufe der Guaduasschichten) a todos los materiales que en la región de Bogotá se encuentran por encima de la Formación Guadalupe (Guadalupeschichten de Hettner). Posteriormente Hubach (1931b, 1945c, 1957a; Hubach & Alvarado, 1932a) restringe el sentido del término. En el sentido actual, el Guaduas está limitado en su parte inferior por la Formación Guadalupe, y en la parte superior por la Arenisca Cacho. Está formado principalmente por una sucesión lutítica con intercalaciones de areniscas y capas de carbón; dos de las intercalaciones de arenisca destacan particularmente y constituyen dos buenos niveles-guía. Estas areniscas se han denominado Guía, la inferior y Lajosa, la superior. Dentro del Guaduas se sitúa el límite Cretáceo-Terciario.”

De Porta (1974) indica que “el nombre de esta unidad procede de la población de Guaduas situada en el borde occidental de la Cordillera Oriental sobre la carretera Bogotá-Honda… Como ya señala Hubach por motivos de amplia difusión del término Guaduas, en la Sabana de Bogotá se acepta este término aún cuando la localidad de Guaduas se encuentra en la actualidad en otra unidad litoestratigráfica… Como sección tipo de la Formación Guaduas se considera la de Guatavita donde se encuentra mejor representado”

“En el sentido de Hubach la Formación Guaduas queda comprendida entre la Arenisca Tierna del Guadalupe superior, en la base, y la Arenisca del Cacho en la parte superior. Esta Arenisca del Cacho, para la mayor parte de autores


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representa la base de la Formación Bogotá, pero la Col. Soc. Petr. Geol. Geoph. (1961) eleva la Arenisca del Cacho al rango de Formación” (De Porta, 1974). Es en este sentido que se cartografió la formación Guaduas en la Plancha 210-Guateque.


Debido a su posición estratigráfica entre la infrayacente Formación Arenisca de Labor y Tierna y la suprayacente Formación Cacho o Socha Inferior (unidades arenosas resistentes a la erosión) y porque litológicamente está constituida predominantemente por arcillolitas con algunas intercalaciones de cuarzoarenitas, la Formación Guaduas geomorfológicamente tiende a generar depresiones en el terreno (Figura 56 ).

Los afloramientos de la Formación Guaduas son muy puntuales, ya que casi siempre están cubiertos por coluviones o se encuentran muy meteorizados, no obstante, es fácil de cartografiar por su expresión morfológica y porque en diferentes partes de la unidad aparecen mantos de carbón (Figura 57 ) algunos de los cuales son explotables económicamente (con espesores entre 0,6 hasta 1,0 m de espesor). Por la carretera Chinavita-Sisa (210: C4) aparecen arenitas de cuarzo, de textura media, limpias, submaduras, friables, en secuencias de canal amalgamados con estratificación interna inclinada decimétrica, que se intercalan dentro de las arcillolitas que conforman la mayoría de la unidad (Figura 58 ). Las arcillolitas son de coloración gris (N4) pero generalmente se encuentran meteorizadas por lo cual toman coloración marrón pálido, naranja o amarillenta; se presentan en capas de diferente espesor sin laminación interna o con laminación heterolítica ondulosa y lenticular; en diferentes puntos de la secuencia es común observar niveles con nódulos ferruginosos muy meteorizados de coloración amarillenta con diámetros entre 2 y 7 cm.


Tanto el límite inferior (con la Formación Arenisca Tierna) como el límite superior (con la Formación Socha Inferior) son concordantes y netos.

El espesor de la unidad reportado en una sección estratigráfica por la vía Pachavita-Úmbita fue de 510 m (Mejía, L. J., Arboleda, C. y Mariño, J. A., 1982: Columna Estratigráfica de la Formación Guaduas y Parcial de la Formación Guadalupe, Sector Sisa, medida sobre la carretera Pachavita-Úmbita, Plancha 3-14); Ulloa & Rodríguez (1979) reportan 446 m de espesor en la localidad de Pachavita-Chinavita; en el Sinclinal de Nazareth mediante corte geológico se estimaron 60 m de espesor. Guerrero & Sarmiento (1996) reportan 59 m de espesor para la Formación Guaduas en el sector de San Luis de Gaceno (15 km al sur del área de estudio sobre el flanco W del Sinclinal de Nazareth), que


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corresponden solamente a la parte inferior de la unidad debido a erosión previa al depósito de la Formación Socha Inferior, según estos autores.

Sarmiento (1992) le asigna edad Maastrichtiano tardío-Paleoceno mediante palinología.

Figura 56. Expresión geomorfológica (colinas bajas y valles poco profundos) de la Formación Guaduas (K2E1g) entre las formaciones Arenisca de Labor y Tierna (K2lt) y Socha Inferior (E1si). Foto tomada con vista al W desde el punto con coordenadas N: 1.067.651, E: 1.074.891, Z: 2.392 (cuchilla Alto El Volador).

Figura 57. Manto de carbón de aproximadamente 0,4 m de espesor intercalado en arcillolitas grises, meteorizadas, de la Formación Guaduas. Foto tomada en el

punto con coordenadas N: 1.065.782, E: 1.069.589, Z: 2.505.


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Figura 58. Nivel de aproximadamente 11 m de espesor hacia la parte media de la Formación Guaduas constituido por cuarzoarenitas de textura media, limpias,

submaduras, friables, en secuencias de canales amalgamados con estratificación interna inclinada decimétrica. Foto tomada por la vía Chinavita-Sisa en el punto

con coordenadas N: 1.069.441, E: 1.075.307, Z: 1.852.

2.3 UNIDADES DEL PALEÓGENO

El sistema Paleógeno está restringido principalmente al sector NW de la Plancha 210-Guateque (210: A3-A6, B3-B5, C1-C3, D1-D2, E1) y en menor proporción a la zona SE del área de estudio (210: G1, H11-H12). Al NW, aparece relacionado al Sinclinal de Úmbita y a otros pliegues sinclinales menores, y al SE, al Sinclinal de Nazareth.

Para el Paleógeno se utiliza nomenclatura del área de la Sabana de Bogotá y alrededores (formaciones Cacho y Bogotá), de la región de Paz del Río del departamento de Boyacá (formaciones Socha Inferior, Socha Superior, Picacho y Concentración) y del Piedemonte Llanero (Formación Arenisca de El Limbo y San Fernando). Las unidades Cacho-Bogotá y Socha Inferior-Socha Superior son equivalentes en posición estratigráfica y muy similares litológicamente (también lo son con las unidades Barco-Los Cuervos de la región del Cocuy, Capitanejo y Málaga), pudiendo inclusive estar en sinonimia, sin embargo, hasta no contar con estudios geológicos detallados y confiables (petrográficos, estratigráficos, bioestratigráficos y sedimentológicos) en las áreas antes citadas, que desvirtúen o afirmen estos planteamientos, es preferible continuar tratando con esta nomenclatura, bastante arraigada y utilizada por la comunidad geológica. En la Plancha 210-Guateque se delimitaron geográficamente las unidades Cacho-Bogotá y Socha Inferior-Socha Superior, sin embargo, esta delimitación se hizo de manera arbitraria por las razones antes expuestas; las unidades Cacho-Bogotá (del área de la Sabana de Bogotá y alrededores) quedaron localizadas al lado


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occidental de la Falla del Río Icabuco, mientras que las unidades Socha Inferior-Socha Superior (incluyendo Picacho y Concentración de la zona de Paz del Río en Boyacá) quedaron restringidas al lado oriental de esta estructura en el Sinclinal de Úmbita.

Guerrero & Sarmiento (1996) reconocen para la región del Piedemonte Llanero (Sinclinal de Nazareth) a las unidades Socha Inferior y Socha Superior, justificando detalladamente su utilización en esta parte de la cordillera oriental.

Para el sistema Paleógeno no se cuenta con ningún dato bioestratigráfico, por tanto la edad se toma de la literatura disponible publicada hasta la fecha.

2.3.1 Formación Cacho (E 1c) Paleoceno tardío?

La Formación Cacho aflora al occidente de la Falla del Río Icabuco en pliegues sinclinales menores afectados por fallas. Por su posición estratigráfica entre unidades arcillosas (suprayaciendo a la Formación Guaduas e infrayaciendo a la Formación Bogotá) y por su composición litológica principalmente de arenitas genera en el paisaje morfología escarpada como el Alto Carrasisal (210: C1-C2).


Según De Porta (1974), Scheibe (1934 escrito en 1918) “da el nombre de Zona de Areniscas del Cacho a una arenisca muy bien desarrollada que al SW de Zipaquirá forma el Pico del Cacho. Scheibe (1934) considera esta arenisca dentro de la Formación Guaduas, término al que hoy se da un sentido más restringido, y considera el Cacho como la zona limítrofe superior del conjunto II del Guaduas; por encima del Cacho se encontraría el conjunto III (hoy Formación Bogotá). A la capa de areniscas siguiente al Cacho la denomina Supercacho, entre ambas areniscas cita esquistos oscuros con capitas de unos 0,20 m de carbón. Scheibe (1938, p. 33) sigue el mismo criterio de Scheibe (1934) y confirma la constancia de este nivel, que sigue hasta la región de Tunja. Hubach (1945) restringe la Formación Guaduas a los niveles comprendidos entre la Formación Guadalupe y el Cacho el cual considera la base de una nueva formación, la Formación Bogotá… Aunque el término Cacho deriva de la región N de la Sabana de Bogotá Hubach (1957a) lo ha estudiado especialmente en la zona S de la Sabana en donde da como afloramiento típico la Quebrada de San Cristóbal, en la puerta de la Fábrica de Municiones. El espesor del Cacho según Hubach (1957a, p. 98) es de 50-100 m y se caracteriza por dos niveles de areniscas separadas por un nivel más fino y que Hubach llama Infracacho y Supracacho, siendo el primero de grano grueso y el segundo de grano fino”. Posteriormente, la Col. Soc. Petr. Geol Geoph. (1961) eleva el Cacho al rango de formación, aceptando que siempre ha sido parte de la Formación Bogotá. Guerrero & Sarmiento (1996) consideran que la localidad tipo de la unidad que Hubach (1957a) denominó como Cacho al sur de Bogotá no corresponde con el Pico del Cacho al SW de Zipaquirá, pues el nivel


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arenoso que genera este pico pertenece a lo que hoy se conoce como Formación Guaduas, además consideran, que la Formación Cacho necesita ser precisada en una localidad tipo adecuada proponiendo como localidad tipo de la Formación Cacho la misma localidad tipo de la Formación Bogotá.


En el área de estudio la Formación Cacho es atravesada en algunos sitios por las vías Úmbita-Villapinzón y Úmbita-Soatama de Villapinzón; los afloramientos son escasos y se hallan en avanzado estado de meteorización. En general, la unidad se compone de cuarzoarenitas de textura fina a gruesa, de coloración naranja muy pálido (10 YR 8/2) o naranja amarillento oscuro (10 YR 6/6), friables, submaduras, algo líticas (1%) y feldespáticas? (1-2%, aunque pueden ser líticos de porcelanitas meteorizados) en conjuntos de estratos gruesos a muy gruesos con estratificación curvada no paralela discontinua e internamente con estratificación inclinada tangencial a la base de las capas de escala decimétrica. Se observan también algunas interposiciones de lodolitas rojizas.


Tanto el límite inferior con la Formación Guaduas como el límite superior con la Formación Bogotá son concordantes y netos. El espesor de la Formación Cacho calculado mediante corte geológico en un pliegue sinclinal menor localizado entre las fallas de Machetá y Río Icabuco al occidente del municipio de Úmbita (210: C1) es de 120 m aproximadamente. En cuanto a la edad de la Formación Cacho Van der Hammen (1957) la considera como Paleocena y Hubach (1957a) (basado en los datos palinológicos de Van der Hammen, 1957) la infiere del Paleoceno tardío? en la Sabana de Bogotá y sus alrededores.

2.3.2 Formación Socha Inferior (E 1si) Paleoceno tardío?

La Formación Socha inferior aflora sobre los flancos de estructuras sinclinales regionales como el Sinclinal de Úmbita (210: A5-A6, B3-B6, C2-C3, D1) y el Sinclinal de Nazareth (210: H11-H12). Por su constitución litológica dominantemente arenosa y por su posición estratigráfica entre unidades arcillosas (suprayaciendo a la Formación Guaduas e infrayaciendo a la Formación Socha Superior) genera en el relieve escarpes o filos topográficos como la cuchilla Juncal (210: C3, Figura 59 ), Loma Pelada (210: D1), cuchilla Colprados (210: B6) y Loma Gorda (210: B3).


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Figura 59. Cuchilla Juncal formada por arenitas de cuarzo de la Formación Socha Inferior (E1si) infrayacidas por rocas arcillolíticas de la Formación Guaduas (K2E1g)

con morfología más suave. Foto con vista al oriente por la vía Chinavita-Úmbita desde el punto con coordenadas N: 1.067.519, E: 1.072.753, Z: 2.379.


Alvarado & Sarmiento (1944) crean esta unidad en la región del valle alto del Río Chicamocha entre Sogamoso y Paz del Río en el departamento de Boyacá; la sección tipo se encuentra cerca de la localidad de Socha Viejo a 7 km al NE de Paz de Río. Estos autores describen la unidad de la siguiente manera: “las areniscas son de grano medio, color blanco y consistencia en su parte superior. La parte inferior del conjunto es de grano grueso y presenta zonas de grano muy grueso, hasta guijoso. Las areniscas son compactas y tienen estratificación cruzada. Su color es blanco, pero en partes muestra tintes verdosos. El tamaño medio de los guijos es de 1/2 cm de diámetro pero en partes alcanza a 2 cm. Los guijos son cuarzo blanco y forma redondeada. Estas areniscas se diferencian de las de El Picacho, que yacen estratigráficamente más arriba, en el tamaño del grano, que es generalmente más fino en las del Socha Inferior… El espesor de esta formación oscila entre los 100 y 150 m.”


En general, la Formación Socha Inferior está constituida por arenitas cuarzosas de color marrón rojizo pálido (10 R 574) y naranja amarillento oscuro (10 YR 6/6), de textura muy fina hasta conglomerática, submaduras, friables, muy meteorizadas en conjuntos de capas muy gruesas (hasta de 4 m de espesor) con estratificación


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curvada paralela discontinua e internamente con estratificación inclinada decimétrica (Figuras 60 y 61); hacia el contacto con la Formación Guaduas y Formación Socha Superior las capas son medianas y gruesas con interposiciones de arcillolitas grises con moteado rojizo. Guerrero & Sarmiento (1996) describen la Formación Socha Inferior sobre el flanco W del Sinclinal de Nazareth en cercanías a San Luis de Gaceno como una sucesión de arenitas de cuarzo de color amarillo y blanco, de grano predominantemente medio, por sectores fino y muy esporádicamente grueso o muy grueso como característica principal de esta unidad.


Los límites inferior y superior de la Formación Socha Inferior con las formaciones Guaduas (infrayacente) y Socha Superior (suprayacente) son concordantes y netos.

El espesor de la unidad calculado mediante corte geológico en el flanco oriental del Sinclinal de Úmbita es de aproximadamente 200 m; Guerrero & Sarmiento (1996) reportan un espesor de 231,6 m en una sección estratigráfica levantada sobre el flanco W del Sinclinal de Nazareth en cercanías a San Luis de Gaceno; Ulloa & Rodríguez (1979) reportan 180 m por la vía Pachavita-Tibaná.

Con relación a la edad De Porta (1974) indica que “Van der Hammen (in Hubach, 1957b, p. 83) cita la presencia de Proxapertites operculatus que indicaría una edad del Paleoceno inferior para esta formación y la correlaciona con el Guaduas superior de la Sabana de Bogotá, Formación Lisama del Valle Medio del Magdalena y Formación Barco del Catatumbo”. Guerrero & Sarmiento (1996) reconocen una asociación palinológica que suponen del Paleoceno tardío.

Figura 60. Conjunto de capas medianas a gruesas de arenitas de cuarzo de textura muy fina pertenecientes a la parte superior de la Formación Socha Inferior.

Foto con vista al oriente por la vía Chinavita-Úmbita desde el punto con coordenadas N: 1.067.537, E: 1.069.777, Z: 2.296.


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Figura 61. Arenitas de cuarzo de textura fina, submaduras, en capas medianas y gruesas con estratificación interna inclinada (tangencial a la base de los estratos) de escala decimétrica, meteorizadas, pertenecientes a la base de la Formación

Socha Inferior. Foto por la vía Úmbita-Laguna Palocaido en el punto con coordenadas N: 1.064.006, E: 1.066.991, Z: 2.820.

2.3.3 Formación Bogotá (E 1b) Eoceno temprano?

Solamente en dos lugares de la plancha 210 aparece cartografiada la Formación Bogotá, ambos sitios localizados al occidente de Úmbita, entre las fallas de Machetá y Río Icabuco (210: C1, D1).


Con relación a esta unidad propia de la Cordillera Oriental y de la región de Bogotá, De Porta (1974) indica que “la Formación Bogotá fue creada para reducir la Formación Guaduas que en el sentido de Hettner (1892, p. 16) abarcaba todo lo que se superponía a la Formación Guadalupe. Los autores posteriores a Hettner empiezan a subdividir el Guaduas, así Scheibe (1934) lo divide en tres conjuntos numerados de abajo a arriba, colocando el Cacho en la parte superior del conjunto II, Scheibe (1934, p. 34) indica ya como en el Conjunto III del Guaduas, es decir por encima del Cacho, no se encuentran capas de carbón. Esto hace que más adelante se distinga en el Guaduas entre conjunto productivo y conjunto improductivo (Hubach, 1947a, escrito en 1929), hasta que Hubach (1945, escrito en 1933, p. 34) restringe el nombre de Guaduas al conjunto productivo inferior y crea el nombre de Bogotá para el conjunto improductivo superior”, sin embargo, el techo de la unidad no quedó definido sino hasta 1951 cuando se crea la


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Formación La Regadera según Hubach (1957). De Porta continua con el análisis indicando que “La Col. Soc. Petr. Geol. Geoph. (1961) reduce ligeramente el Bogotá al separar de esta formación la Arenisca del Cacho y elevarla al rango de formación. Este criterio lo han seguido también Campbell (1962) y Julivert (1963b). Este último en su estudio de la región S de la Sabana de Bogotá da una serie detallada del Bogotá y le asigna como sección tipo el flanco W del sinclinal de Usme (Valle del Tunjuelo) a lo largo de La Quebrada Zo Grande y del filo al N de esta quebrada. El Bogotá, de acuerdo con Julivert (1963b) puede definirse como un conjunto de arcillas abigarradas, predominantemente rojas, de hasta 2.000 m de potencia con intercalaciones de arenitas de unos metros de espesor pero con gran predominio de las arcillas, su límite inferior es una arenisca llamada Arenisca de Cacho, de un espesor (100 m) muy superior a las intercalaciones de arenitas en el Bogotá y su límite superior otra arenisca aun más espesa (hasta 400 m), la arenisca de La Regadera”.


Los afloramientos de esta unidad son prácticamente inexistentes debido a la falta de accesos y porque la roca constituyente (arcillolitas y lodolitas rojizas) se encuentra transformada por meteorización a suelos residuales aptos para el crecimiento de abundante vegetación o para cultivos de papa que impiden ver su constitución litológica. Por carreteables que conducen del caserío de Soatama de Villapinzón al municipio de Machetá o Villapinzón (por fuera del área de estudio) se pudo observar la porción inferior de la unidad la cual está constituida por una sucesión de arcillolitas y lodolitas grises con moteados de color rojo y púrpura; también se aprecian algunas intercalaciones de areniscas cuarzosas friables de tonalidad amarillenta.


En el área de estudio solo se observa el límite inferior con la Formación Cacho el cual es concordante y neto.

El espesor aflorante se estima en 150 m correspondiente a la parte inferior de la Formación Bogotá.

Respecto a la edad de la Formación Bogotá, De Porta (1974) comenta que “Van der Hammen al estudiar palinológicamente la Formación Guaduas (véase) asigna a la parte alta de dicha formación una edad Paleoceno-Eoceno inferior (1954, lám. 1); el Bogotá queda así datado indirectamente como Eoceno. Más adelante Hubach (1957a, p. 98) asigna al Bogotá una edad del Paleoceno superior (?) - Eoceno inferior, edad basada en la opinión de Van der Hammen (1957). Este autor publica posteriormente un trabajo general sobre el terciario colombiano y mantiene esta misma edad (1958, pp. 98-99). Esta edad se basa según Van der Hammen (1957c, p. 198) en datos palinológicos a partir de capas algo carbonosas


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situadas por encima del Cacho; del resto del Bogotá no existe ningún dato ni paleontológico ni palinológico”. Es importante aclarar que la Formación Bogotá discutida por De Porta (1974) incluía a la Formación Cacho como la parte basal de la unidad, por tanto la edad referida (Paleoceno superior?-Eoceno inferior) corresponde a la de ambas unidades, por consiguiente, la edad más probable de la Formación Bogotá es Eoceno temprano.

2.3.4 Formación Socha Superior (E 1ss) Eoceno temprano?

Esta unidad aflora sobre los flancos de los sinclinales de Úmbita (210: A5-A6, B3-B6, C2-C3, D1) y Nazareth (210: H11-H12). Por su posición estratigráfica entre unidades arenosas resistentes a la erosión (suprayaciendo a la Formación Socha Inferior e infrayaciendo a la Formación Picacho) y por su litología predominantemente arcillosa origina topografía suave en el terreno (Figura 62 ).

Figura 62. Valle de morfología suave generado por rocas arcillosas de la Formación Socha Superior (E1ss) suprayacidas por arenitas de la Formación

Picacho (E2p) con morfología escarpada. Foto tomada con vista al NE por la vía Úmbita-Laguna Palocaido desde el punto con coordenadas N: 1.067.469, E:

1.069.248, Z: 2.239.


Según De Porta (1974), la “Formación Socha Superior es una unidad que queda comprendida entre dos conjuntos masivos de areniscas que corresponden a la Formación Socha Inferior y a la Formación Picacho. La localidad tipo está situada entre las poblaciones de Tasco y Corrales en el departamento de Boyacá. La


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parte inferior de la formación consta de arcillas arenosas, de color verde oscuro con algunas intercalaciones de areniscas. La parte media está formada por arcillas verdosas con mantos de carbón que se superponen a un nivel de areniscas lajosas. En su parte superior aparecen bancos de areniscas de grano medio que alternan con arcillas. En casi todas las secciones aparece yeso en la parte superior de la formación. En la sección de Cerro Fraile se encuentran hasta 4 bancos de lignito y carbón. La zona con carbón se extiende desde Cerro Fraile hasta la población de Betéitiva. El espesor de la Formación Socha Superior varía de unas localidades a otras. Así en La Quebrada Las Leonas alcanza los 380 m, en la sección de Socha Viejo 400 m, en el Cerro Fraile 300 m y en la Quebrada Chiguasá 180 m”.


La exposición de la Formación Socha Superior es muy puntual, pues sus afloramientos casi siempre se hallan cubiertos por coluviones, suelos residuales o se encuentran muy meteorizados, no obstante, es fácil de cartografiar por su posición estratigráfica entre unidades arenosas resistentes a la erosión y porque sus arcillolitas y lodolitas son de coloración moteada o abigarrada. Afloramientos de esta unidad aparecen por la carretera Chinavita-Sisa (210: C4) y por los carreteables que conducen de Úmbita al caserío de Soatama de Villapinzón (210: C2, D1) donde se observa que está constituida por una sucesión principalmente de arcillolitas con intercalaciones menores de lodolitas, limolitas cuarzosas y arenitas. Las rocas finogranulares (arcillolitas y lodolitas) son de color gris, abigarradas (diferentes colores de gris, rojo y púrpura) o grises con moteado rojizo o violeta, generalmente de aspecto macizo (sin laminación interna), micáceas, altamente meteorizadas y plásticas, ocasionalmente con capas delgadas de carbón intercaladas. Las arenitas son de color marrón pálido (5 YR 5/2), naranja muy pálido (10 YR 8/2) o verde amarillento oscuro (5 GY 5/2), de textura muy fina hasta media, inmaduras, cuarzosas, algo líticas (1-5%), internamente laminadas o con estratificación inclinada de corriente (métrica a decimétrica), en capas o conjuntos de capas gruesas hasta muy gruesas (0,2-5 m), generalmente meteorizadas y friables.


Tanto el límite inferior con la Formación Socha Inferior como el límite superior con la Formación Picacho son concordantes y netos.

El espesor de la Formación Socha Superior se estimó en 260 m (mediante corte geológico) sobre el flanco oriental del Sinclinal de Úmbita en el sector de la cuchilla San Antonio (210: B4); Ulloa & Rodríguez (1976) reportan un espesor de 400 m medidos por la carretera Pachavita-Tibaná.


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Con relación a la edad de esta unidad De Porta (1974) señala que “Van der Hammen (in Hubach, 1957b, p. 82) en la asociación de polen de esta formación predomina Proxapertites operculatus y además se encuentran Bombacacidites annae y Ephiedripites vanegensis. Según esta asociación la edad de esta unidad sería Paleoceno superior y Van der Hammen la correlaciona con la Formación Lisama del Valle Medio del Magdalena y la Formación Los Cuervos del Catatumbo”. Guerrero & Sarmiento (1996) en un esquema estratigráfico secuencial plantean la secuencia ST2, que incluye parte del Paleoceno tardío (Thanetiano) y parte del Eoceno temprano (Ypresiano), conformada por las formaciones Socha Inferior y Socha Superior, asignando esta última al Eoceno temprano.

2.3.5 Formación Picacho (E 2P) Eoceno medio?

La Formación Picacho aflora hacia el núcleo del Sinclinal de Úmbita (210: A6, B2-B5, C2) donde forma un escarpe casi continuo debido a sus rocas arenosas resistentes a la erosión; varios filos o cuchillas son generadas por esta unidad como la cuchilla Castillejo (210: B3), Loma Peñanegra (210: B3), Las Flores (210: B5, Figura 63 ), Los Monos (210: B6) o la cuchilla de Caguata (210: A6).

Figura 63. Panorámica de la cuchilla Las Flores (parte central con vegetación) formada por cuarzoarenitas de la Formación Picacho. Foto con vista N70°W sobre

el flanco oriental del Sinclinal de Úmbita desde el punto con coordenadas N: 1.073.585, E: 1.082.655, Z: 2.353.


De acuerdo con De Porta (1974) “la Formación Picacho está formada por un conjunto potente de areniscas que descansan discordantemente sobre la


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Formación Socha superior. La sección tipo de esta Formación se encuentra al N de Betéivita en las proximidades de los Cerros El Fraile y Picacho, del cual deriva su nombre, situados al W de Paz de Río. La parte inferior de la Formación Picacho consta de arenisca conglomerática con cantos que pueden alcanzar hasta 3 cm. Siguen después areniscas de grano medio. En la parte superior se encuentra un nivel de areniscas conglomeráticas con cantos de cuarzo y areniscas blancas de grano medio y grueso… El espesor de esta unidad varía entre 90 y 115 m.”


En el área de estudio por las vías Chinavita-Tibaná, Sisa-Úmbita o Chinavita-Guayabal-Tibaná se atraviesan buenos afloramientos de la Formación Picacho los cuales están conformados por capas muy gruesas de cuarzoarenitas de color blanco o gris claro, textura media hasta conglomerática, friables, inmaduras o submaduras, algo líticas (1-2%) y feldespáticas (1-5%), con estratificación interna inclinada decimétrica (Figura 64 ). Son comunes lechos de guijos redondeados de cuarzo lechoso e intercalaciones de lodolitas abigarradas micáceas. Por el alto grado de meteorización de las arenitas que destruye el material cementante que une los granos, muchos niveles de la Formación Picacho han sido aprovechados como canteras de arena como las que se observan por la vía Sisa-Úmbita (Figura 65 y 66).

Figura 64. Afloramiento en la base de la Formación Picacho conformado por bancos muy gruesos de cuarzoarenitas blancas de textura media y gruesa con lechos de guijarros de cuarzo lechoso; la roca es submadura, algo lítica (1-2%),

friable y con estratificación interna inclinada decimétrica. Foto por la vía Chinavita-Guayabal-Jenesano desde el punto con coordenadas N: 1.074.800, E: 1.085.292,

Z: 2.512.


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Figura 65. Panorámica de una cantera de arena localizada en la base de la Formación Picacho por la vía Sisa-Úmbita. Vista al NE desde el punto con

coordenadas N: 1.069.178, E: 1.070.740, Z: 2.131.

Figura 66. Cantera de arena en la base de la Formación Picacho conformada por cuarzoarenitas de color rosa grisáceo, textura fina, submaduras, muy friables, altamente meteorizadas, en capas gruesas y muy gruesas con estratificación

interna inclinada decimétrica. Foto tomada por la vía Sisa-Úmbita desde el punto con coordenadas N: 1.069.178, E: 1.070.740, Z: 2.131.


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Tanto el límite inferior con la Formación Socha Superior como el límite superior con la Formación Concentración son concordantes y netos.

No existen datos bioestratigráficos de esta unidad en el área de estudio. Según Van Der Hammen (1958) la edad de la Formación Picacho es Eoceno temprano, datación realizada indirectamente mediante el método de reducción de escala con base en puntos palinológicos fijos en las formaciones Guaduas y Socha. Van der Hammen (1957b) la correlaciona con la base de la Formación La Paz del Valle Medio del Magdalena y con la base de la Formación Mirador del Catatumbo. Si se acepta la discordancia que se discute a continuación relacionada con la migración hacia el oriente del frente de cabalgamiento de la Cordillera Central así como del inicio del levantamiento del flanco occidental de la Cordillera Oriental (Parra et al., 2009), la edad más probable de la Formación Picacho sería Eoceno medio.

Restrepo et al. (2004), Gómez et al. (2003) y Gómez et al. (2005) han planteado una discordancia durante el Paleoceno tardío-Eoceno medio en el borde W de la cordillera oriental hacia el Valle Medio del Magdalena (Sinclinal de Guaduas y sector SE de Puerto Boyacá entre las fallas de Cambrás y La Salina) que Cooper et al. (1995) y Villamil (1999) también plantearon para la porción central de la cordillera oriental, que incluye el área de la Plancha 210-Guateque; no obstante, Pardo (2004) y Gómez et al. (2005) indican que no hay bases cronológicas o físicas para postular dicha discordancia hacia la región central de la cordillera, pues no se cuenta con información paleontológica documentada que apoye esta hipótesis; además, los datos de palinología obtenidos por Pardo (2004) en la localidad tipo de la Formación Picacho no pueden dar una respuesta directa a este problema debido a la naturaleza estéril de las rocas que incluyen este intervalo de tiempo. Sin embargo, Pardo (2004), tentativamente mantiene dicha discordancia apoyado en el cambio brusco de facies entre la Formación Picacho y la Formación Socha Superior, además del fuerte contraste en el contenido palinológico entre estas dos unidades ubicadas por encima y por debajo de esta superficie, que corresponde al límite Socha Superior-Picacho; adicionalmente, Pardo (2004), se basa en la distancia contrastante en las primeras apariciones de algunas especies marcadoras palinológicas en las secciones estudiadas por él. Según Pardo (2004), aunque esta hipótesis sea correcta, todavía no hay información geológica (datos geoquímicos, radiométricos o bioestratigráficos) para determinar la duración de esta discordancia.

El espesor de la formación Picacho calculado mediante corte geológico en el flanco W del Sinclinal de Úmbita (210: C3, 2 km al oriente del municipio de Úmbita) es de 400 m. Sobre el mismo flanco de esta estructura, a la altura de la vía Guayabal-Jenesano (210: B6), se estimaron 180 m; estas diferencias de espesor se atribuyen a cambios laterales de facies, ya que hacia el sector de Úmbita se reconocen tres segmentos litológicos en la Formación Picacho, dos arenosos separados por un segmento arcilloso (Figura 67 ), mientras que hacia el


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sector de la vía Guayabal-Jenesano solo se observa un paquete arenoso como el que se muestra en la Figura 63.

Figura 67. Panorámica de la Formación Picacho donde se aprecian tres segmentos litológicos, dos arenosos (E2pi y E2ps) separados por un segmento

arcilloso (E2pm). Foto con vista al NW por la vía Sisa-Úmbita desde el punto con coordenadas N: 1.069.371, E: 1.073.545, Z: 1.965.

2.3.6 Formación Arenisca de El Limbo (E 2E3al) Eoceno tardío - Oligoceno temprano

En el área de estudio la Formación Arenisca de El Limbo está restringida al borde llanero representado por el Sinclinal de Nazareth; la unidad aflora hacia el núcleo de esta estructura (210: H11-H12) formando un filo continuo que se destaca muy bien entre las formaciones arcillosas Socha Superior en la base y San Fernando al techo.


De acuerdo con De Porta (1974) el nombre de Arenisca El Limbo figura por primera vez en una columna estratigráfica publicada por Van der Hammen (1957b, pl. 2) y no es descrita sino hasta un año más tarde por el mismo autor (Van der Hammen, 1958, p. 97) como una “sucesión de areniscas conglomeráceas sobre todo en la parte inferior. En la mitad puede haber una intercalación de areniscas arcillosas y de lutitas arenosas”. La localidad tipo de esta unidad se encuentra cerca del caserío El Limbo, 2 km al NW de El Morro en el Río Cravo Sur en el departamento de Boyacá. Se menciona un espesor aproximado de 270 m para esta unidad en la región de El Morro.


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De manera muy general, ya que solo se cuenta con un par de estaciones realizadas por la vía que de Páez conduce a Sabanalarga y que atraviesa a la inspección de policía de Santa Teresa, la Arenisca de El Limbo se compone de conglomerados arenosos de cuarzo y cuarzoarenitas de coloración gris clara o amarilla, texturalmente de grano fino hasta conglomerático, con intercalaciones de arcillolitas y limolitas.


Tanto el límite inferior y superior con las formaciones Socha Superior y San Fernando, respectivamente, son concordantes y netos; el límite inferior posiblemente sea discordante de acuerdo a lo planteado por Pardo (2004) y Parra et al. (2009) para el área del borde llanero sitio en el cual esta unidad se conoce como Formación Mirador por la industria petrolera.

Van der Hammen (1958) con base en datos palinológicos le asigna edad Eoceno temprano a medio. Ulloa & Rodríguez (1979) la asignan al Eoceno tardío-Oligoceno, según ellos con datos palinológicos de H. Duque, por lo cual, lo más probable es que la Formación Arenisca de El Limbo sea Eoceno tardío-Oligoceno temprano considerando la edad de la suprayacente Formación San Fernando datada como Oligoceno-Mioceno temprano por H. Duque.

2.3.7 Formación Concentración (E 2E3co) Eoceno medio - Oligoceno medio

En la Plancha 210-Guateque la Formación Concentración aflora en el núcleo del Sinclinal de Úmbita (210: A6, B3-B5) donde por su composición litológica esencialmente lodosa origina relieve relativamente suave (Figura 68 ).


Según De Porta (1974) “para Alvarado & Sarmiento (1944) la Formación Concentración incluye todos los estratos del Terciario medio a superior que se desarrollan concordantemente sobre las Areniscas del Picacho. La sección tipo de esta formación, está localizada a lo largo del Río Soapaga entre el Caserío de Concentración y el puente de Uvo. En la sección tipo Alvarado & Sarmiento (1944) describen la siguiente sucesión estratigráfica: Conjunto superior (650 m): arcillas amarillas y grises, con varios bancos (hasta 10) de areniscas de grano medio a grueso y lechos de arcilla de grano fino. En las areniscas hay zonas guijosas paralelas a la estratificación. Conjunto medio (400 m): arcillas grises, grises verdosas, meteorizadas a amarillo, con lechos delgados


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de areniscas arcillosas de grano fino y color verdoso y algunos pocos bancos de arenisca de grano medio. En esta parte el yeso es común. Conjunto inferior: banco de areniscas de grano medio de color amarillo (4 m); arcillas amarillas y grises verdosas con un banco grueso de areniscas (90-100 m); banco de óxidos de hierro oolítico (4-6 m); areniscas de grano medio (150-300 m); arcillas grises verdosas, con un banco grueso de arenisca fuertemente guijosa (70-80 m). El banco de mineral de hierro se adelgaza en algunas partes, hasta 50 cm y en ciertas localidades como Corrales desaparece por completo. Según Hubach (1957, p. 78) su espesor varía de 4-20 m. En la Zona de La Cuche el banco de mineral está más próximo a las areniscas del Picacho. La formación alcanza el máximo espesor de 1.550 m junto a la población de Paz de Río”.

Figura 68. Expresión morfológica relativamente suave de la Formación Concentración (E2E3co) que contrasta fuertemente con el escarpe subvertical que

origina las arenitas de la Formación Picacho (E2p) que le infrayacen. Foto con vista al E por la vía Sisa-Úmbita desde el punto con coordenadas N: 1.068.128, E:

1.069.525, Z: 2.423.


En el área de estudio solo aparece la parte inferior de la Formación Concentración; la mejor exposición de esta unidad se observa por la vía Sisa-Tibaná; los afloramientos son puntuales debido a la cobertera cuaternaria de coluviones o suelos residuales que normalmente aparecen sobre este tipo de unidades finogranulares. En general, la Formación Concentración está conformada por una sucesión de arcillolitas y lodolitas abigarradas (rojas, grises y


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púrpura), macizas, micáceas, con capas muy gruesas de conglomerado arenoso (Figura 69 ) o sublitoarenitas conglomeráticas intercaladas, algunas de las cuales se explotan para materiales de construcción (arena o gravilla fina) por su carácter friable.

Figura 69. Cantera abandonada donde se explotaba arena y gravilla fina desarrollada sobre un nivel muy grueso (12-15 m de espesor) de conglomerado

arenoso de coloración rojiza con guijarros redondeados de cuarzo lechoso intercalado en una sucesión de lodolitas y arcillolitas grises con moteado púrpura y rojo perteneciente a la base de la Formación Concentración. Foto tomada al NW

por la vía Sisa-Tibaná desde el punto con coordenadas N: 1.071.162, E: 1.074.573, Z: 1.940.


El límite inferior con la Formación Picacho es concordante y neto; el límite superior no aparece en el área de estudio.

En la Plancha 210-Guateque afloran solamente los primeros 400 m de la Formación Picacho calculados mediante corte geológico sobre el flanco W del Sinclinal de Úmbita a la altura del alto Peñas Uvero (210: B3).

Con relación a la edad De porta (1974) indica que “Royo y Gómez (1945) ha determinado de la parte media de esta formación la siguiente fauna que se encuentra en dos horizontes: Sogamosa cyrenoides Pilsbry & Olsson, S. proxima Royo y Gómez, Diplocyma succionis y Hemisinus (Basistoma) corroensis Pilsbry & Olsson. Royo y Gómez (1945) le asigna de acuerdo con esta fauna una edad comprendida entre el Eoceno superior y el Oligoceno. Posteriormente Van der Hammen (1957c) señala que la edad del horizonte fosilífero inferior es Eoceno medio-superior y el horizonte superior Eoceno superior-Oligoceno inferior. En las correlaciones palinológicas establecidas por Van der Hammen (1957c, pl. 2) la


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parte inferior de esta unidad se considera como Eoceno medio. Posteriormente Van der Hammen (1958, p. 93) señala que la parte inferior de la Formación Concentración es probablemente Eoceno medio, pero faltan datos palinológicos, mientras que los datos palinológicos de la parte media señalan una edad del Eoceno superior a Oligoceno inferior. La parte superior correspondería al Oligoceno medio”. De acuerdo con lo anterior la edad de la Formación Concentración sería Eoceno medio-Oligoceno medio.

2.3.8 Formación San Fernando (E 3N1sf) Oligoceno – Mioceno temprano

La Formación San Fernando aflora al costado SE del área de estudio en el núcleo del Sinclinal de Nazareth, sitio perteneciente al piedemonte llanero (210: H11-H12).


Según Van der Hammen (1958) el nombre de esta unidad es debido a O. Renz (1918) en un informe inédito de la Shell y su localidad tipo es la Mesa de “Hernández” en la punta norte de la sierra de La Macarena al sur del departamento del Meta.

Van der Hammen (1958) describe la Formación San Fernando en la región del Morro (oriente de Yopal, sector del Río Cravo Sur, departamento de Casanare) como “una serie de lutitas y arcillas esquistosas de color gris hasta gris-verdoso con intercalaciones de bancos y capas de areniscas, que se encuentran entre la arenisca de El Limbo y la base de la Formación Diablo. La presencia de foraminíferos indica que había ingresiones de agua marina o salobre.”


En la zona de trabajo esta unidad aparece cubierta por depósitos cuaternarios (coluviones o suelos residuales) por lo cual su descripción se toma de los datos aportados por Ulloa & Rodríguez (1979) en la sección del Río Upía, entre San Luis de Gaceno y El Secreto (10 km al oriente de San Luis de Gaceno por fuera del área de estudio), donde la Formación San Fernando está compuesta por arcillolitas grises con intercalaciones de capas muy gruesas (2-3 m) de areniscas de textura media a gruesa con lentes de carbón.


El límite inferior con la Formación Arenisca de El limbo debe ser concordante y neto; el límite superior no aparece en el área de estudio.


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En la Plancha 210-Guateque solo afloran los primeros metros de la Formación San Fernando; Ulloa & Rodríguez (1979) reportan 1000 m entre San Luis de Gaceno y El Secreto, unos 5 km al sur del área de estudio.

Según Van der Hammen (1958) palinológicamente la edad establecida para la Formación San Fernando es Eoceno tardío-Oligoceno temprano. Según Ulloa & Rodríguez (1979) la edad es Oligoceno-Mioceno temprano establecida por H. Duque con información palinológica y micropaleontológica. En el área del borde llanero esta unidad se conoce como Formación Carbonera por la industria petrolera.

2.4 UNIDADES INCONSOLIDADAS DEL NEÓGENO (HOLOCENO)

Estas unidades corresponden a depósitos sedimentarios recientes, acumulados posiblemente en el Holoceno (parte superior del sistema Neógeno) y que se encuentran cubriendo discordantemente a las rocas cretácicas; los depósitos más importantes por su espesor y extensión geográfica corresponden a coluviones o depósitos de pendiente, abanicos aluviales, depósitos fluvioglaciares, terrazas aluviales y en menor proporción aparecen aluviones recientes. Por lo general, la presencia de estas acumulaciones cuaternarias origina en el paisaje una topografía más suave, fácilmente diferenciable en los mapas topográficos y fotografías aéreas, lo que facilita su delimitación cartográfica.

2.4.1 Coluviones o depósitos de pendiente (Qco)

Se cartografiaron varios coluviones de importancia en diferentes lugares de la Plancha 210-Guateque algunos de los cuales pueden alcanzar áreas de hasta 30 km2 como los que se localizan el alrededores de San Eduardo y Berbeo (210: B11-B12, C10-C11); otros coluviones de importancia se localizan en los alrededores Garagoa (210: E4, E6), Macanal (210: H4, H5, H6, G4), alrededores de Zetaquirá (210: A8, B8, B9), oriente de Chinavita (210: D5-D6) y Soatama de Villapinzón (210: D1. E1, F1); otros de menor extensión se localizan en Campo Hermoso (210: G10), Tibirita (210: F1), La Capilla (210: E2) y San Pedro (210: H12). Estos depósitos presentan textura muy heterogénea desde cantos muy grandes hasta partículas tamaño arcilla que se acumulan sobre el valle de quebradas, rellanos topográficos o sobre la base de escarpes debido a procesos de remoción en masa (deslizamientos, desprendimientos de roca o suelo), posiblemente con la participación también de avenidas o flujos torrenciales provenientes de las cabeceras de estos drenajes (Figura 70 ). En algunos sectores (alrededores de Berbeo y San Eduardo, 210: C11, B11) estos depósitos se utilizan para la explotación artesanal de arenas y recebos (Figura 71 ).


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Figura 70. Topografía suave generada por coluviones (Qco) que cubren a la Formación Fómeque por la vía que conduce de Páez a Miraflores (210: C10); en la

parte central se alcanzan a observar bloques de arenitas sobre la pendiente del terreno. Foto tomada al NE desde el punto con coordenadas N: 1.068.037, E:

1.104.732, Z: 978.

Figura 71. Cantera artesanal sobre un coluvión en inmediaciones del casco urbano de San Eduardo utilizada para recebo; el coluvión está formado por bloques de arenitas en matriz arenosa producto del lavado y caída de rocas

pertenecientes a la Formación Une y parte más superior de la Formación Fómeque (N: 1.068.712, E: 1.110.998, Z: 1.543).

2.4.2 Abanicos aluviales (Qab)

Varias geoformas de abanico aluvial se presentan sobre el valle del Río Garagoa especialmente en inmediaciones del caserío de Las Juntas (210: G4), en el sector comprendido entre Garagoa y Chinavita (210: D4, E4) y al NW del municipio de


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Páez sobre la margen oriental del Río Lengupá (210: E11). Por las observaciones de campo realizadas, se piensa que estos abanicos se originaron por la acumulación sucesiva de deslizamientos, avalanchas o eventos fluvio-torrenciales sobre los valles de las quebradas, producidos en épocas lluviosas e intensificados por la intervención antrópica (Figura 72 ) lo cual genera gruesos depósitos de bloques y fragmentos heterométricos de arenitas en matriz finogranular mal calibrada.

Figura 72. Abanico aluvial (Qab) compuesto por bloques y fragmentos heterométricos de arenitas en matriz finogranular mal calibrada sobre la ladera

oriental del Río Garagoa (aproximadamente a 2 km al sureste de Chinavita) cubriendo rocas de la Formación Fómeque (K1f); a la izquierda aparece la porción basal de la Formación Une (K1K2u). Foto con vista S40°E desde la carretera a la

vereda Llano Grande de Pachavita desde el punto con coordenadas N: 1: 061.491, E: 1.077.976, Z: 1.580.

2.4.3 Depósitos fluvioglaciares (Qfg)

En general, los depósitos fluvioglaciares se componen de cantos, bloques y fragmentos de de arenitas de menor tamaño, subredondeados y mal calibrados, embebidos en matriz areno-arcillosa. Se presentan principalmente en el Sinclinal de Almeida-Mamapacha entre los municipios de Chinavita y Miraflores (210: B6, C7-C8, D7) y en las cabeceras del Río Icabuco (210: B2).

2.4.4 Terrazas aluviales (Qtz) y Aluviones reciente s (Qal)

Estos depósitos se presentan en varios de los ríos que drenan el área de estudio, sin embargo, los más importantes por su extensión geográfica se hallan en los ríos Lengupá y Upía en cercanías al municipio de Miraflores (210: C9-C10) y a la inspección de policía de Santa Teresa (210: H12), respectivamente.


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Las terrazas aluviales son depósitos de material inconsolidado constituidos por fragmentos de diverso tamaño que van desde bloques hasta guijarros, moderadamente a mal calibrados, subredondeados e inmersos en matriz de arena y lodo, con alturas de hasta 45 m sobre el cauce actual de los ríos como es el caso de las terrazas aluviales localizadas al NE de Miraflores; por las características texturales que presentan (fragmentos heterométricos con baja redondez y calibrado embebidos en matriz areno-lodosa) se podría pensar que estas terrazas son el resultado de posibles represamientos del Río Lengupá, por fuertes eventos fluvio-torrenciales y/o grandes deslizamientos y avalanchas, ocurridos en las quebradas afluentes, con posterior rompimiento de dichas represas por el mismo río dejando como resultado acumulaciones con geoformas de terraza aluvial sobre las márgenes del mismo.

Los aluviones recientes son acumulaciones de arenas y gravas en proceso activo de transporte que forman diferentes tipos de barras en los canales de los ríos, especialmente barras de meandro y barras longitudinales, como los que se presentan en el Río Upía a la altura de la inspección de policía de Santa Teresa.


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3. GEOLOGIA ESTRUCTURAL

Como estructuras geológicas importantes para destacar en la Plancha 210-Guateque, está el basamento paleozoico que aflora en el núcleo del Anticlinal de Montecristo, al sur de la inspección de Policía de Los Cedros; este basamento, conformado por rocas del Grupo Farallones, representa los últimos afloramientos hacia el norte del Macizo de Quetame. Otros pliegues importantes por su amplitud y extensión geográfica son los sinclinales de Úmbita (NW de la plancha), Nazareth (esquina SE de la plancha) y Almeida-Mamapacha (porción central de la plancha) con sus respectivos pliegues anticlinales, los cuales son más estrechos y menos continuos, por efecto de las fallas que afectan a estas estructuras. Los pliegues anticlinales de Las Pavas y Pachavita están relacionados al Sinclinal de Úmbita, los anticlinales de Garagoa y Páez al Sinclinal de Almeida-Mamapacha y los anticlinales de Campo Hermoso y Guavio al Sinclinal de Nazareth.

El fallamiento geológico más prominente está localizado tanto al NW como al SE de la Plancha 210-Guateque. Al costado suroriental las fallas que afectan las rocas son estructuras regionales orientadas SW-NE, que se extienden por decenas de kilómetros y corresponden a fallas inversas con salto transcurrente y vergencia SE, que hacen parte del sistema de fallas del piedemonte llanero (fallas de Lengupá, Santa María, Campo Hermoso, Tesalia, Colombia Grande o Chámeza). Al costado noroccidental se presenta fallamiento inverso y algunas de estas estructuras evidencian salto transcurrente; las fallas se orientan SW-NE con vergencia tanto al SE como al NW (fallas de Machetá, Río Icabuco, Guayabal Río Garagoa, Soapaga o Río Fuche).

3.1 FALLAS

Las fallas más importantes de la Plancha 210-Guateque son las de Santa María, Lengupá, Campo Hermoso, Tesalia, Colombia Grande y Chámeza al costado oriental, y las fallas de Machetá, Río Icabuco, Guayabal, Río Garagoa, Soapaga y Río Fuche al costado occidental.

3.1.1 Falla de Santa María

La Falla de Santa María es una estructura de tipo regional que pasa por la población de Santa María de la cual toma su nombre. Viene desde el sur (Plancha 229-Gachalá) orientada en sentido SW-NE y entra al área de estudio hasta


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aproximadamente el oriente de la inspección de policía de Los Cedros (210: H8, H9) recorriendo una distancia de unos 7 km para luego ser interceptada por la Falla de Campo Hermoso; se encuentra localizada sobre el flanco oriental del Anticlinal de Montecristo o el flanco occidental del Sinclinal de Nazareth. Es una falla de tipo inverso, con ángulo alto de buzamiento, vergencia al sureste y posiblemente presenta componente transcurrente dextral. En la zona de estudio afecta a rocas de la Formación Lutitas de Macanal (véase Figura 73).

3.1.2 Falla de Lengupá

El trazo de la Falla de Lengupá va aproximadamente paralelo al de la Falla de Santa María sobre el costado SE de la zona de estudio. El nombre probablemente se deba al Río Lengupá, el cual controla entre el SW de Mámbita y el NE de Santa María de Batá, en la Plancha 229-Gachalá localizada al sur del área de estudio. Es una falla similar a la de Santa María, es decir, de tipo inverso, con relativamente alto ángulo de buzamiento (30o a 50o), vergencia al sureste y también con componente transcurrente dextral (Figura 73 ). Su dirección preferencial es N40ºE.

Figura 73. Trazo aproximado de la Falla de Lengupá en la vereda San Carlos (municipio de Campo Hermoso) controlando el curso del Río Lengupá y afectando rocas de la Formación Lutitas de Macanal (K1m). En la parte central se observa el trazo de la Falla de Campo Hermoso y a la izquierda el trazo de la Falla de Santa

María. Foto con vista al NE desde el punto con coordenadas N: 1.042.895, E: 1.099.727, Z: 1.010.

La Falla de Lengupá a la altura de Campo Hermoso (210: G10-G11) pone en contacto rocas de la Formación Santa Rosa del Berriasiano sobre rocas de la Formación Lutitas de Macanal del Valanginiano. Morfológicamente la Falla de Lengupá genera expresión rectilínea en varios tramos del Río Upía (210: E12,


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F12), y a lo largo de su trazo las rocas de la Formación Lutitas de Macanal se verticalizan, invierten o se repliegan subverticalmente (Figura 74 ).

Figura 74. Capas verticalizadas de la Formación Lutitas de Macanal por acción de la Falla de Lengupá. Foto tomada con azimut 235° desde el punto con

coordenadas N: 1.055.451, E: 1.116.310, Z: 736.

3.1.3 Falla de Campo Hermoso

Esta estructura pasa por el municipio de Campo Hermoso del cual toma su nombre. Es una falla inversa con alto ángulo de buzamiento (40o a 50o), vergencia al NW y orientada aproximadamente N45oE (véase Figura 73). La Falla de Campo Hermoso se considerara como una retrofalla inversa de la Falla de Lengupá produciendo una estructura tipo “pup up” que levanta a la Formación Santa Rosa (Berriasiano) y la pone en contacto con la Formación Lutitas de Macanal (Valanginiano). La Falla de Campo Hermoso es interceptada hacia el sur por la Falla de Lengupá al suroriente de la inspección de policía de Los Cedros (210: H9).

3.1.4 Falla de Tesalia

La Falla de Tesalia es considerada por Branquet et al. (2002) como una de las estructuras de inversión (antigua falla normal reactivada de forma inversa) más importantes durante la deformación andina que levantó el flanco oriental de la Cordillera oriental en el área del Borde Llanero entre Guateque y Medina; esta


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falla, junto con fallas de retrocabalgamiento relacionadas, habrían producido el levantamiento del basamento paleozoico del Macizo de Quetame en este sector de la cordillera, en forma de “pop up”, similar a una estructura en flor positiva, ya que las estructuras muestran evidencias de transcurrencia dextral. La Falla de Tesalia es una estructura de tipo regional que viene desde el sur (Plancha 229-Gachalá) y que pasa por el caserío de Tesalia (vereda Charco Largo del municipio de Santa María de Batá) del cual posiblemente toma su nombre. Se encuentra localizada sobre el flanco occidental del Sinclinal de Nazareth (210: G12, H11-H12). Es una falla de tipo inverso orientada N45º-50ºE, con ángulo alto de buzamiento, vergencia al sureste y con evidencias de transcurrencia dextral. En la zona de estudio, en el flanco occidental del Sinclinal de Nazareth (210: G12, H11-H12), pone en contacto rocas de la Arenisca Dura o Los Plaeners sobre las formaciones Arenisca de Labor yTierna, Guaduas o Socha Inferior.

3.1.5 Falla de Colombia Grande

Esta estructura atraviesa la vereda Colombia Grande (perteneciente al municipio de Campo Hermoso) sobre el costado suroriental del área de estudio. La Falla de Colombia Grande es una falla inversa, de alto ángulo, orientada SW-NE y con vergencia al SE, cuyo trazo va aproximadamente paralelo al de la Falla de Tesalia entre el Anticlinal de Campo Hermoso y el Sinclinal de Nazareth (210: F12, G11, H9-H10). Presenta evidencias de transcurrencia dextral e involucra, a través de toda su trayectoria, al Miembro Los Cedros de la Formación Macanal el cual verticaliza e invierte en varios tramos. En el sector de la vereda Colombia Grande (210: G11) la falla pone en contacto lodolitas de la parte inferior de las Lutitas de Macanal (Valanginiano temprano) con arenitas de la parte alta del nivel inferior del Miembro Los Cedros (Valanginiano tardío), lo cual se toma como evidencia bioestratigráfica de la acción de la Falla de Colombia Grande sobre la sucesión sedimentaria (Etayo-Serna, comunicación personal).

3.1.6 Falla de Chámeza

La cartografía de la Falla de Chámeza proviene de la plancha contigua 211-Tauramena localizada al oriente del área de estudio; el nombre de esta estructura posiblemente se deba al municipio de Chámeza (departamento de Casanare, 211: C3) sitio por el cual pasa la falla que continua tanto al oriente, donde es interceptada por la Falla de Guaicaramo, como al occidente (hacia la Plancha 210-Guateque) donde es interceptada por la Falla de Campo Hermoso (al NE del municipio Campo Hermoso, 210: F11) después de atravesar la zona de estudio por unos 12 km aproximadamente. Es una falla inversa de alto ángulo, orientada N55ºE, cuyo trazo va aproximadamente paralelo al de la Falla de Campo Hermoso pero con vergencia opuesta al SE, originando el cabalgamiento de la Formación Chivor del Berriasiano tardío sobre rocas de la Formación Lutitas de Macanal del Valanginiano tardío en el área de la finca Los Pozuelos (210: F11); también


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presenta evidencias de transcurrencia dextral. La Falla de Chámeza controla el curso del Río Upía en algunos tramos (210: E12) y verticaliza, invierte o repliega a rocas de las formaciones Chivor o Lutitas de Macanal a lo largo de su trazo.

3.1.7 Falla de San Eduardo

El trazo de esta falla se inicia desde el NW de Campo Hermoso hasta el NE de San Eduardo pasando cerca de este último municipio del cual toma su nombre (210: B12 a F9); a la altura del Río Lengupá (210: D11) se bifurca, trunca dos pliegues (anticlinal y sinclinal) y es desplazada dextrolateralmente por una falla transversal relacionada genéticamente. La Falla de San Eduardo se puede considerar como una falla sinestral con salto inverso o una falla inversa de alto ángulo con movimiento transcurrente sinestral; presenta dirección general N40º-50ºE y vergencia al noroccidente produciendo deformación (replegamiento en forma de pliegues volcados con vergencia al oriente) y el truncamiento de niveles de arenitas de la Formación Las Juntas en el sector del Río Lengupá, al sureste del municipio de Miraflores (210: D10-D11) (Figuras 75 y 76).

Figura 75. Trazo aproximado de la Falla de San Eduardo sobre la margen norte del Río Lengupá al sureste de Miraflores; la falla produce truncamiento (izquierda) y replegamiento (parte central con pliegue sinclinal volcado) de niveles arenosos

en la Formación Las Juntas (K1j) la cual está en contacto fallado con las Lutitas de Macanal (K1m). Foto tomada con vista al norte desde el punto con coordenadas

N: 1.059.337, E: 1.110.169, Z: 1.400.


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Figura 76. Detalle de sinclinal volcado con vergencia al oriente asociado a la Falla de San Eduardo; el pliegue se desarrolla en rocas arenosas de la Formación

Las Juntas. Foto tomada con vista al noreste por la vía Miraflores-Paéz (N: 1.062.658, E: 1.111.036, Z: 1.440).

3.1.8 Falla del Río Fuche

Esta falla es de tipo inverso con dirección aproximada N30ºE; su trazo se extiende de SW a NE e inicia aproximadamente desde las cabeceras de los ríos Cienagano y Tunjita al sur (210: E7) hasta salir del área de estudio al NE de Zetaquirá (210: A10) y continuar su trayectoria en la Plancha 191-Tunja. La Falla del Río Fuche controla el curso bajo del Río Fuche (del cual toma su nombre), justo antes de su desembocadura en el Río Mueche al SE de Zetaquirá (210: B9). Es una estructura con vergencia al SE y ángulo de buzamiento posiblemente superior a los 50º. A la altura de la vereda Hormigas del municipio de Zetaquirá (210: B9, Figura 77 ) enfrenta un segmento superior arenoso de la Formación Fómeque (K1fa) contra la parte inferior de la Formacion Une, aproximadamente donde desemboca el Rio Fuche en el Rio Mueche; por la relación estratigráfica observada en este punto se puede inferir que posiblemente la Falla del Río Fuche tenga componente transcurrente dextral. Hacia el sur su trazo es inferido, sin embargo, se infiere que la falla produce repetición estratigráfica en la parte inferior de la Formación Une.

Llama la atención que sobre el bloque colgante de esta falla se encuentren varios pliegues anticlinales y sinclinales casi paralelos al trazo de la estructura lo que sugiere una posible absorción de la deformación contra el bloque yacente de la misma.


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Figura 77. Vista hacia el Río Fuche donde se observa el trazo aproximado de la Falla del Río Fuche que pone en contacto a la parte inferior de la Formación Une (K1K2u) y un segmento arenoso en la parte superior de la Formación Fómeque (K1fa). Foto tomada al SW desde el punto con coordenadas N: 1.075.775, E:

1.103.739, Z: 1.699.

3.1.9 Falla Quebrada Negra

Esta estructura fue cartografiada por Terraza et al. (2008) en la Plancha 229-Gachalá (al sur del área de estudio) en el sector de la vereda Quebrada Negra, que es drenada por la quebrada del mismo nombre, de la cual toma su nomenclatura; la Falla Quebrada Negra controla el curso de la quebrada Negra al SSW del municipio de Macanal (229: A5). Es una falla inversa con vergencia sureste y evidencias de transcurrencia dextral; presenta orientación SW-NE con buzamiento variable desde subvertical hasta 43° al NW; se calculó un desplazamiento vertical de aproximadamente 700 m para esta estructura, mediante corte geológico, en el sector de la quebrada Honda al oriente de Macanal (210: H6). Produce el truncamiento, tanto hacia el norte como hacia el sur, de ejes de pliegues sinclinales y anticlinales localizados en los bloques levantado y hundido de la estructura; también produce el truncamiento del Miembro Los Cedros en la vereda Serranía localizada al occidente de la inspección de policía de Los Cedros (210: G7, Figura 78 ). Al noreste de Macanal, en las cabeceras de la quebrada Quebradilla (210: H7), se presenta una escama tectónica (posiblemente por una zona de transpresión en la estructura), la cual produce el cabalgamiento de la Formación Chivor sobre la Formación Lutitas de Macanal. En el bloque levantado de esta estructura se localizan las minas de yeso de Lusitania (pertenecientes a la parte alta de la Formación Chivor), ubicadas cerca a la confluencia de la quebrada Los Curos con el río Garagoa (229: A5), actualmente cubiertas por las aguas del embalse La Esmeralda. La Falla de


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Quebrada Negra se puede cartografiar con seguridad hasta el Río Tunjita, de ahí hacia el NE, su trazo es inferido hasta la cuchilla Serranía de San Antonio (210: F8) conformada por las arenitas de la Formación Las Juntas.

Figura 78. Trazo aproximado de la Falla Quebrada Negra por la vereda Serranía (occidente de la inspección de policía de Los Cedros) truncando la continuidad hacia el noreste del Miembro Los Cedros (K1mc) perteneciente a la Formación

Lutitas de Macanal (K1m). Foto tomada con vista al NW desde el punto con coordenadas N: 1.045.870, E: 1.093.160, Z: 1.757.

3.1.10 Falla de Machetá

La Falla de Machetá fue cartografiada por McLaughlin & Arce (1975) en el cuadrángulo K-11 (Zipaquirá) pasando muy cerca de la población de Machetá de la cual posiblemente tome su nombre. Posteriormente, Reyes & Montoya (2003), en la Plancha 209-Zipaquirá cartografiaron dos estructuras con el nombre de Falla de Machetá (Este y Oeste) que tendrían continuidad hacia la Plancha 210-Guateque; de estas dos estructuras solo se pudo continuar la Falla de Machetá Este, que en la zona de estudio se designó con su nombre original, es decir, como Falla de Machetá. La Falla de Machetá es una falla inversa de alto ángulo orientada aproximadamente N55°E y con vergencia al SE; presenta componente transcurrente dextral. Esta estructura, junto con una falla retroinversa localizada más al occidente, producen el levantamiento del Anticlinal de Las Pavas en forma de “pop up” similar a una estructura en flor positiva, esto hacia el sector NW de Úmbita (210: B1-B2), de tal forma que se ponen en contacto la Arenisca Dura, los Plaeners o la Arenisca Labor y Tierna con la Formación Guaduas; hacia el SW de Úmbita (210: D1) se produce otro pequeño “pop up” equivalente al anterior, poniéndose en contacto los Plaeners sobre la Formación Guaduas. Unos 6 km al


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norte de Úmbita (210: A2) la Falla de Machetá es cortada por la Falla del Río Icabuco que presenta vergencia opuesta.

3.1.11 Falla del Río Icabuco

Es una falla inversa de alto ángulo con vergencia al NW que controla el nacimiento del Río Icabuco al occidente de la población de Tibaná. Presenta dirección que varía de N-S muy cerca del municipio de Tibirita (210: F1) a N55°E sobre el Río Icabuco al occidente de Tibaná (210: A3). Esta falla junto con otra estructura similar localizada al oriente pero de vergencia opuesta al SE, sacan a manera de “pop up” a un sinclinal ubicado al SW de Tibaná (210: A3) en cuyo núcleo está la Formación Guaduas (Figura 79 ), y a un anticlinal localizado sobre la cuchilla El Tablón (SW de Úmbita, 210: C1) nucleado por la Formación Chipaque; sobre los flancos del sinclinal hay repetición estratigráfica de la Arenisca Dura y sobre los flancos del anticlinal están los Plaeners sobre la Formación Guaduas. Al occidente del municipio de La Capilla (210: E1) la Falla del Río Icabuco pone en contacto la Arenisca Dura o los Plaeners con la Formación Guaduas.

Figura 79. Trazo aproximado de la Falla del Río Icabuco que pone en contacto rocas del Grupo Guadalupe (K2d= Arenisca Dura, K2p= Plaeners, K2lt= Labor y Tierna) y Formación Guaduas (K2E1g) que hacen parte del flanco oriental de un

sinclinal (rocas buzando suavemente al NW) sobre rocas de la Formación Guaduas (K2E1g) con buzamientos altos al SE pertenecientes al flanco W del

Sinclinal de Úmbita. E1si= Socha Inferior, E1ss= Socha Superior, E2p= Picacho, E2E3co= Concentración. Vista al SW desde el punto con coordenadas N:

1.077.495, E: 1.078.150, Z: 2.418.


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3.1.12 Falla de Guayabal

Esta estructura debe su nombre a la inspección de policía de Guayabal (municipio de Ramiriquí, 210: B5-B6), sitio por el cual pasa la falla muy cerca y también es interceptada por la Falla Hermitaño. Controla el curso alto del Río Fusavita entre la localidad de Guayabal y su desembocadura en el Río Garagoa al NNW de Chinavita (210: C4). Es una falla inversa de alto ángulo con rumbo general N60°E y buzamiento de 42° al noroeste, es decir con verge ncia al SE (Figura 80 ). En la mayor parte de su trayectoria se produce repetición estratigráfica del nivel superior de la Formación Une; al norte de Chinavita, en la vereda Quincho (210: C4), pone en contacto la parte superior de la Formación Une sobre las formaciones Chipaque o Arenisca Dura, además de truncar la continuidad hacia el noreste del Anticlinal de Pachavita.

Figura 80. Trazo en superficie de la Falla de Guayabal por la vía Chinavita-Tibaná cerca a la confluencia de los ríos Garagoa y Fusavita. En la foto se

observa un pliegue anticlinal asimétrico que termina contra la falla, posiblemente estas dos estructuras estén relacionadas genéticamente. El plano de falla se

orienta N60°E/42°NW. Vista al SW desde el punto co n coordenadas N: 1.066.036, E: 1.077.105, Z: 1.608.

3.1.13 Falla de Hermitaño

La Falla Hermitaño es una falla inversa de alto ángulo con dirección aproximada N45°E y vergencia al SE (el plano de falla se incli na al NW). Su trazo va paralelo al de la cuchilla Hermitaño (localizada al noreste de la inspección de policía de Guayabal, 210: B6) de la cual toma su nombre. En el sector de la quebrada La


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Colorada, por la vía Ramiriquí-Miraflores, la falla pone en contacto a la Formación Labor y Tierna sobre la Formación Guaduas (Figura 81 ), y un poco más al suroeste, cerca a Guayabal, coloca a la Formación Arenisca Dura sobre la Formación Guaduas.

Figura 81. Trazo aproximado de la Falla Hermitaño en los nacimientos de la quebrada La Colorada. En este sitio la Formación Labor y Tierna (K2lt) del Grupo Guadalupe está sobre la Formación Guaduas (K2E1g), ambas buzando al sureste. Vista al SW por la carretera Ramiriquí-Miraflores desde el punto con coordenadas

N: 1.076.154, E: 1.088.379, Z: 2.649.

3.1.14 Falla del Río Garagoa

Es una inversa de alto ángulo con componente transcurrente dextral, poco salto vertical y vergencia al SE, que controla el cauce del Río Garagoa entre los municipios de Garagoa y Chinavita (210: E4). El trazo de la falla inicia casi en el municipio de Sutatenza (210: G2) y finaliza contra la Falla Puente Tabla, de vergencia opuesta (al NW), muy cerca al cerro Doña Francisca (210: C6) que es la prolongación al norte del cerro Mamapacha localizado al oriente de Chinavita. La Falla del Río Garagoa trunca la continuación al norte de varios pliegues anticlinales y sinclinales importantes por su extensión geográfica (de 15 km a más de 20 km de longitud), de los cuales el más importante es el Anticlinal de Garagoa.

3.1.15 Falla de Soapaga

La Falla de Soapaga aparece inicialmente cartografiada en los mapas geológicos que acompañan al informe sobre los yacimientos de hierro de la región de Paz del Río por Alvarado & Sarmiento (1944). Posteriormente, aparece en la Plancha 191-Tunja de Renzoni et al. (1967 publicada en 1983), en el mapa geológico del Macizo de Floresta de Cediel (1969) y en las planchas geológicas 172-Paz de Río de Ulloa et al. (1973 publicada en 1998) y 152-Soatá de Vargas et al. (1976 publicada en 1987), no obstante, en ninguno de los informes geológicos correspondientes se hace referencia al origen del nombre de esta estructura; es posible que provenga del Río Soapaga o la vereda Soapaga del municipio de Paz


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de Río en el departamento de Boyacá. Actualmente se considera que la Falla de Soapaga fue una paleofalla normal que estuvo activa durante el Cretácico temprano (Fabre, 1985; Sarmiento, 2002) posteriormente invertida durante la deformación andina que levantó la Cordillera Oriental en el sector comprendido entre Soatá al norte y Tibaná al sur, que incluye el área del Macizo de Floresta en cercanías de los municipios de Paz de Río, Corrales y Sogamoso.

La Falla de Soapaga es una falla inversa de alto ángulo orientada aproximadamente N50°E y con vergencia al SE; en el sector del Alto Las Flores (210: A5) su trazo cambia abruptamente y toma una dirección casi transversal (N40°W) para finalizar contra una falla inversa ori entada N40°E, con vergencia opuesta (al NW), cuyo trazo proviene aproximadamente desde el municipio de Úmbita. La falla produce el levantamiento de un bloque conformado por la Formación Chipaque con pliegues sinclinales y anticlinales que literalmente se monta sobre el flanco occidental del Sinclinal de Úmbita produciendo repetición estratigráfica de la misma Formación Chipaque o que esta formación se ponga en contacto con rocas paleógenas y cretácicas pertenecientes al Grupo Guadalupe (Arenisca Dura, Plaeners, Labor y Tierna) y a las formaciones Guaduas, Socha Inferior y Socha Superior. Evidencias de esta estructura se pueden observar por la vía Ramiriquí-Miraflores en el sector del corregimiento de San Antonio (210: A6) sitio en el cual se observa la Formación Chipaque en contacto fallado con la Formación Socha Inferior produciendo en esta última fuerte cizallamiento e inversión de estratos (Figura 82 ).

Figura 82. Roca cizallada y replegada con inversiones por efecto tectónico de la Falla de Soapaga perteneciente a la Formación Socha Inferior (cuarzoarenitas con 3-5% de líticos, grano medio, submaduras y friables). En la parte izquierda de la

foto las rocas se orientan N65°E/66°SE y a la derec ha N65°E/61°NW. Foto tomada por la carretera Ramiriquí-Miraflores desde el punto con coordenadas N:

1.077.978, E: 1.085.594, Z: 2.736.


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3.1.1 Falla de Puente Tabla

Es un cabalgamiento con dirección variable entre norte-sur a N45°E aproximadamente que pasa por el sitio conocido como Puente Tabla (210: B7, vereda Guanatá del municipio de Zetaquirá) del cual toma su nombre. La estructura presenta vergencia al NW (el plano de falla buza al SE) y en toda su trayectoria afecta a la Formación Une produciendo repetición estratigráfica dentro de esta unidad, así como el truncamiento de pliegues anticlinales y sinclinales, localizados tanto en el bloque cabalgante como en el bloque yacente, de los cuales el más importante es el Sinclinal de Almeida-Mamapacha; hacia el sur, en el sector del cerro Doña Francisca (210: C6, flanco W del Sinclinal de Almeida-Mamapacha) produce el truncamiento de la Falla del Río Garagoa.

3.2 PLIEGUES

En la Plancha 210-Guateque aparecen importantes pliegues anticlinales y sinclinales, considerados como estructuras regionales o de primer orden por su extensión geográfica como los anticlinales de Las Pavas, Garagoa, Paéz y Guavio con sus correspondientes pliegues sinclinales como el de Úmbita, Almeida-Mamapacha y Nazareth; también aparecen numerosos pliegues de segundo orden (de 1 a 15 km de longitud y menos de 1 km de amplitud), especialmente desarrollados en la Formación Fómeque (Figura 83 ). Dentro de los grandes pliegues sobresalen bastante los sinclinales por su mayor amplitud y extensión que sus correspondientes pliegues anticlinales, destacándose particularmente el Sinclinal de Almeida-Mamapacha que presenta una amplitud de casi 18 km en su parte más ancha y más de 45 km de longitud, siendo el pliegue más grande de la zona de estudio.

Figura 83. Pliegues de segundo orden (anticlinales y sinclinales suaves) desarrollados en la Formación Fómeque en cercanías a los municipios de Tenza y La Capilla. Foto con vista N50°E por la carretera Tenza-La Capilla desde el punto



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3.2.1 Anticlinal de Las Pavas

Este pliegue aparece cartografiado en el mapa geológico del cuadrángulo K-12, Guateque (Ulloa et al., 1975) y su nombre debe provenir del sitio llamado Pavas localizado al norte de Úmbita (210: A2). El Anticlinal de Las Pavas es un pliegue anticlinal cerrado cuyo eje tiene una dirección que varía de N20°E al sur (210: C1, occidente de Úmbita) a N40°E al norte (210: A3, occ idente de Tibaná); es un pliegue subvertical con inmersión moderada tanto hacia el SW como hacia el NE (doble cabeceo) en cuyo núcleo aflora la parte alta de la Formación Conejo (Figura 84 ). Hacia la parte media del pliegue, en el sector del Alto Las Cruces (210: B2-B2), presenta su flanco oriental invertido, posiblemente por efecto de la Falla de Machetá.

Figura 84. Panorámica del Anticlinal de Las Pavas sobre la ladera sur del Río Turmequé; la estructura es cerrada con plano axial subvertical e inmersión

moderada tanto al suroeste como al noreste; en el núcleo aparece la Formación Conejo (K2c) y en los flancos la Formación Arenisca Dura (K2d). Foto tomada con vista al sur desde el punto con coordenadas N: 1.081.340, E: 1.071.450, Z: 2.421.

3.2.2 Anticlinal de Pachavita

Estructura cartografiada por Ulloa et al. (1975) en el cuadrángulo K-12, Guateque; el nombre posiblemente sea debido al municipio de Pachavita. Este anticlinal presenta dirección NE extendiéndose por unos 10 km desde el occidente del municipio de Pachavita (210: E3) hasta aproximadamente la confluencia de los ríos Garagoa y Fusavita al NW de Chinavita (210: C4) donde es truncado por la


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Falla de Guayabal. Es un pliegue suave, subvertical, con inmersión débil a moderada al noreste desarrollado en rocas de la Formación Une (Figura 85 ).

Figura 85. Trazo aproximado en superficie de los pliegues anticlinal y sinclinal de Pachavita desarrollados en rocas de la Formación Une. Foto con vista al SW por

la vía Chinavita-cementerio Los Pinos desde el punto con coordenadas N: 1.062.449, E: 1.078.827, Z: 1.754.

3.2.3 Anticlinal de Umbavita

El nombre proviene de la cuchilla Alto de Umbavita (210: G4) que se corta por la vía Las Juntas-Chivor a la altura de la vereda Umbavita. La longitud de esta estructura supera los 15 km y se orienta N15°E. Es un pliegue suave, subvertical (buzamiento de la superficie de charnela de 80° al NW) con inmersión débil al norte. El pliegue se desarrolla principalmente en rocas de la Formación Fómeque, sin embargo, en el núcleo alcanzan a aflorar rocas de la porción superior del Miembro Almeida de la Formación Las Juntas sobre el embalse de Chivor (Figura 86).

3.2.4 Anticlinal de Garagoa

El Anticlinal de Garagoa aparece cartografiado en el mapa geológico del cuadrángulo K-12, Guateque (Ulloa et al., 1975) y su nombre debe provenir del municipio de Garagoa (210: F4). Este pliegue pasa a menos de 300 m al occidente del caserío de Las Juntas (210: G4). Presenta una longitud de más de 20 km en el área de estudio, pero su extensión es de por lo menos 35 km. Es un pliegue cerrado, subvertical (la superficie de charnela buza 87° al SE) con inmersión débil tanto al norte como al sur; el eje muestra orientación de N20°E a norte-sur. El núcleo está conformado por el Miembro El Volador perteneciente a la porción inferior de la Formación Las Juntas (Figura 87 ).


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Figura 86. Trazo aproximado en superficie del eje del Anticlinal de Umbavita en cuyo núcleo afloran rocas de la parte superior del Miembro Almeida (K1ja) de la Formación Las Juntas y en los flancos rocas de la Formación Fómeque (K1f); la estructura es asimétrica con el flanco oriental más inclinado que el occidental.

Vista N30ºE desde la carretera Las Juntas-Chivor (N= 1.044.877, E= 1.076.156, Z: 1.650).

Figura 87. Trazo aproximado en superficie del eje del Anticlinal de Garagoa en cuyo núcleo aflora el Miembro El Volador (K1jv) perteneciente a la base de la Formación Las Juntas suprayacido por el Miembro Lutitas Intermedias (K1jli).

Vista al sur desde la carretera Garagoa-Las Juntas (N= 1.046.981, E= 1.076.339, Z: 1.367).


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3.2.5 Anticlinal de Zetaquirá

Este pliegue aparece cartografiado en el mapa geológico del cuadrángulo K-12, Guateque (Ulloa et al., 1975) y su nombre debe provenir del municipio de Zetaquirá (210: A9). El Anticlinal de Zetaquirá mide unos 14 km de longitud y corresponde a un pliegue abierto, muy inclinado (la superficie de charnela buza 75° al NW aproximadamente), con orientación general N30°E (no obstante el trazo de su eje es levemente sinuoso) y con inmersión débil al SW. El núcleo de la estructura está en rocas de la parte alta de la Formación Fómeque y los flancos sobre rocas de la porción inferior de la Formación Une (Figura 88 ).

Figura 88. Trazo aproximado en superficie de los pliegues sinclinal y anticlinal de Zetaquirá en la vereda Patanoa (municipio de Zetaquirá) desarrollados en la

Formación Fómeque (K1f) y Une (K1K2u). Foto tomada con vista al NE desde el punto de coordenadas N: 1.075.789, E: 1.101.019, Z: 1.585.

3.2.6 Anticlinal de Berbeo

Pliegue orientado N50°E cuyo eje pasa muy cerca al casco urbano del municipio de Berbeo (210: C10). Es un anticlinal abierto, subvertical (83° al NW de buzamiento de la superficie de charnela) con inmersión débil a moderada tanto al NE como hacia el SW. El pliegue se desarrolla en rocas de la Formación Fómeque en las cuales se destaca un nivel duro calcáreo, hacia el núcleo de la estructura, que facilita su cartografía.

3.2.7 Anticlinal de Paéz

Con una longitud de por lo menos 32 km, este pliegue toma su nombre del municipio de Paéz (210: E11) sitio por el cual pasa el eje de la estructura. Este pliegue parece corresponder a la prolongación hacia el noreste del Anticlinal de Montecristo (Terraza et al., 2008), nucleado por rocas del Grupo Farallones, cuya terminación periclinal ocurre sobre la cuchilla Guaneque cerca a la confluencia de la quebrada Jonda con el Río Tunjita, al sur de la inspección de policía de Los


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Cedros (210: H8). Es un pliegue abierto, con buzamiento fuerte de la superficie de charnela (84° al SE) y con inmersión moderada de la línea de charnela hacia el NE. Presenta orientación N45°-50°E, con trazo del eje algo sinuoso. El núcleo de la estructura está expuesto en las cabeceras de la quebrada Aguacaliente (210: H8), sitio en el cual se produce el cambio facial lateral entre las formaciones contemporáneas Santa Rosa y Bata; la parte restante de la estructura se desarrolla en rocas de la Formación Lutitas de Macanal. Hacia la parte media de la estructura (210: E11, sector del municipio de Paéz) aparece involucrado en el pliegue el nivel inferior del Miembro Los Cedros, con arenitas turbidíticas, el cual se destaca morfológicamente en el terreno lo que permite cartografiar y definir al Anticlinal de Paéz.

3.2.8 Anticlinal de Campo Hermoso

Pliegue de unos 12 km de longitud que pasa aproximadamente a 1 km al SE del municipio de Campo Hermoso (210: G10). La estructura se orienta N40°E con eje levemente sinuoso. Es un anticlinal abierto, subvertical (75° al NW de buzamiento de la superficie de charnela) con inmersión débil tanto al NE como hacia el SW. El pliegue se desarrolla en rocas de la Formación Santa Rosa las cuales afloran en forma de “pop up” debido al movimiento inverso de las fallas de Lengupá y Campo Hermoso con vergencias opuestas.

3.2.9 Anticlinal del Guavio

Este pliegue aparece cartografiado en el mapa geológico del cuadrángulo K-12, Guateque (Ulloa et al., 1975) entre San Luis de Gaceno y Aguaclara (al sur del área de estudio en la Plancha 229-Gachalá), sin embargo, la estructura se cartografió hasta el Río Upía cerca a la confluencia con el Río Lengupá (229: D11); por la interpretación realizada a este pliegue se considera que tiene continuidad en la Plancha 210-Guateque e incluso hasta la Plancha 211-Tauramena (plancha norte de cuadrángulo K-13, Tauramena de Ulloa & Rodríguez, 1976 publicado en 1981) donde la estructura recibe el nombre de Anticlinal de Tierra Negra. En la zona de estudio solo aparecen unos 2 km de la estructura hacia el borde SE de la Plancha 210-Guateque, pero se trata de un pliegue de tipo regional con una longitud aproximada de unos 80 km orientado N50°E aproximadamente. Es un anticlinal suave, sub vertical (75° al SE de buzamiento de la superficie de charnela) con inmersión moderada al SW. El pliegue se desarrolla en rocas de la Formación Chipaque.

3.2.10 Anticlinal de Montecristo

Es un pliegue de tipo regional con una longitud superior a los 36 km y amplitud de 5 km, con sedimentitas paleozoicas del Grupo Farallones en el núcleo de la estructura. En el mapa geológico del cuadrángulo K-12, Guateque (Ulloa et al.,


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1975) este pliegue aparece cartografiado pero sin denominación. La estructura recibe su nombre del caserío de Montecristo localizado al sur del área de estudio en la Plancha 229-Gachalá (229. D4), donde su eje se orienta paralelamente a la cuchilla de Montecristo y a la cuchilla Negra. En la Plancha 210-Guateque sólo aparece la porción más norte de la estructura la cual se orienta N55°E; es un pliegue abierto con plano axial subvertical e inmersión moderada al noreste.

3.2.11 Sinclinal de Nazareth

Es un sinclinal regional que tiene una longitud superior a los 90 km y fue cartografiado por Ulloa et al. (1975) en el mapa geológico del cuadrángulo K-12, Guateque; tiene continuidad hacia Plancha 211-Tauramena (plancha norte del cuadrángulo K-13, Tauramena de Ulloa & Rodríguez, 1976 publicado en 1981) donde recibe el nombre de Sinclinal de Chámeza. El trazo de la estructura en la Plancha 210-Guateque es de solo unos 9 km en dirección N50°E aproximadamente hacia el borde SE de la misma. Es un pliegue apretado, poco inclinado (30° de buzamiento al NW de la superficie de charnela), con inmersión moderada al SW; su flanco occidental está invertido y en su núcleo aflora la Formación San Fernando.

3.2.12 Sinclinal de Almeida-Mamapacha

Este pliegue es el más importante de la zona de estudio por sus grandes dimensiones tanto en amplitud como en longitud (casi 18 km en su parte más ancha y más de 45 km de extensión); la estructura fue cartografiada por Terraza et al. (2008) en el Cinturón Esmeraldífero Oriental como Sinclinal de Almeida por pasar muy cerca de este municipio; en el mapa geológico del cuadrángulo K-12, Guateque de Ulloa et al. (1975) corresponde con la estructura conocida como Sinclinal de Mamapacha (debido posiblemente al cerro Mamapacha, 210: E6) por lo cual se decidió denominarla como Sinclinal de Almeida-Mamapacha. Es un sinclinal suave, vertical, con inmersión débil al noreste, orientado N35°a 45°E y cuyo eje es algo sinuoso (Figura 89 ); a esta estructura se relacionan varios pliegues sinclinales y anticlinales de segundo y tercer orden por lo que se podría considerar al Sinclinal de Almeida-Mamapacha como un sinclinorio; el núcleo de la estructura está ocupado por la Formación Une y sus flancos por la Formación Fómeque. Hacia el norte el sinclinal finaliza contra la Falla de Puente Tabla en el sector del Alto La Vieja al NW de Zetaquirá (210: A8).

3.2.13 Sinclinal de la Quebrada Cuya

Estructura definida por Terraza et al. (2008) en el Cinturón Esmeraldífero Oriental. En el área de estudio el Sinclinal de la Quebrada Cuya presenta unos 14 km pero su extensión es de por lo menos 24 km en dirección N20°-30°E, según el mapa de Ulloa et al. (1975); se localiza entre los anticlinales de Garagoa y Umbavita, y su


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eje corre paralelo al curso de la quebrada Cuya (vereda Tibaita del municipio de Almeida, 210: G4). Es un pliegue suave, con buzamiento fuerte de la superficie de charnela (73° al NW), horizontal, nucleado por roca s de la parte inferior de la Formación Fómeque (Figura 90 ).

Figura 89. Vista del Cerro Mamapacha conformado por rocas de la Formación Une en posición subhorizontal; el cerro se localiza sobre al flanco oriental del Sinclinal de Almeida-Mamapacha. Vista S60ºW por la vía Garagoa-Miraflores

desde el punto con coordenadas N: 1.055.981, E: 1.088.088 y Z: 2.240.

Figura 90. Trazo aproximado en superficie del eje del Sinclinal de la Quebrada Cuya, nucleado por rocas de la porción inferior de la Formación Fómeque. Foto

con vista N40°E desde la carretera Las Juntas-Chivo r desde el punto con coordenadas N: 1.046.053, E: 1.077.456, Z: 1.366.

3.2.14 Sinclinal de Pachavita

Pliegue cartografiado por Ulloa et al. (1975) en el cuadrángulo K-12, Guateque; el nombre posiblemente sea debido al municipio de Pachavita sitio por el cual pasa la estructura. Este sinclinal presenta dirección NE extendiéndose por unos 16 km


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desde el occidente del municipio de Pachavita (210: E3) hasta el río Fusavita (SW de la inspección de policía de Guayabal, 210: B5) lugar donde es truncado por la Falla de Guayabal. Es un pliegue suave, subvertical, con inmersión débil a moderada al noreste (Figura 91 ) en cuyo núcleo aparecen rocas de la Formación Plaeners. El eje del pliegue, a la altura del municipio de Chinavita (210: D4), está desplazado por pequeños cabalgamientos posiblemente generados por deslizamiento flexural; también el flanco oriental del Sinclinal de Pachavita está afectado por la Falla Hermitaño que produce repetición estructural de la Formación Arenisca Dura al NE de la inspección de policía de Guayabal (210: B6).

Figura 91. Trazo aproximado en superficie del eje del Sinclinal de Pachavita desarrollado en rocas de la Formación Une en cercanías al municipio de

Pachavita; la estructura es suave, subvertical, con inmersión débil a moderada al noreste. Foto con vista S40°W por la carretera Chi navita-Tibaná desde el punto


3.2.15 Sinclinal de Úmbita

Es el segundo pliegue más importante del área de estudio con una extensión superior a los 36 km y una amplitud de unos 10 km; fue cartografiado por Ulloa et al. (1975) en el cuadrángulo K-12, Guateque y su nombre, muy seguramente, sea debido al municipio de Úmbita (210: C2) sitio por el cual pasa la estructura. Este sinclinal presenta dirección general N40° a 45°E pe ro el trazo de su eje es sinuoso por lo cual en algunos sectores toma orientación E-W; se extiende desde el SW de Úmbita (210: D1), lugar donde la Falla del Río Icabuco trunca su continuidad hacia el suroccidente, hasta salir del área de estudio al oriente de Tibaná (210: A6). Es un pliegue suave, subvertical, con inmersión débil al noreste (Figura 92 ) en cuyo núcleo aparecen rocas de la Formación Concentración. La estructura presenta complicaciones estructurales debido a replegamientos internos, especialmente de Úmbita hacia el SW, y por tener fallado sus flancos oriental (fallas de Guayabal y Hermitaño) y occidental (retrofallas inversas relacionadas con la Falla del Río Icabuco y Falla de Soapaga).


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Figura 92. Trazo aproximado en superficie del eje del Sinclinal de Úmbita en cuyo núcleo aparecen rocas de la Formación Concentración (E2E3co); el pliegue es suave, subvertical, con inmersión débil al noreste. Foto con vista N60°E por la

carretera Sisa-Tibaná desde el punto con coordenadas N: 1.071.162, E: 1.074.573, Z: 1.940.


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4. RECURSOS MINERALES

En este capítulo se hace énfasis en el yeso de los municipios de Paéz y Macanal (Formación Chivor), al hierro de los municipios de Guayatá y Miraflores (Formación Fómeque) y a los reportes de esmeraldas al sur del municipio de Campo Hermoso (Formación Santa Rosa), ya que en la memoria explicativa de la Geología del Cuadrángulo K-12 (Ulloa & Rodríguez, 1979) se hace una excelente síntesis sobre el potencial minero de la región, en cuanto a posibilidades de minerales metálicos (hierro, cobre, plomo, zinc, manganeso) y minerales no metálicos (caliza, carbón, esmeraldas, yeso, baritina, roca fosfórica, fuentes saladas, petróleo). Además de los minerales antes citados, son importantes las capas de roca fosfórica en las formaciones Arenisca Dura o Lidita Superior del Grupo Guadalupe en inmediaciones de los municipios de Chinavita, Tibaná y Úmbita.

Hay mucho potencial para materiales de construcción en varias unidades geológicas, específicamente para agregados pétreos, recebos, material para base y sub-base de vías, y areniscas cuarzosas para la industria del vidrio; al respecto se destacan los niveles arenosos del Grupo Farallones, Miembro Los Cedros de la Formación Macanal y de las formaciones Las Juntas, Fómeque, Une, Chipaque y Grupo Guadalupe. Las areniscas cuarzosas friables de las formaciones cretácicas Arenisca Tierna y Labor, así como de varias formaciones paleógenas como Cacho, Socha Inferior, Arenisca de El limbo, Picacho y Concentración, se utilizan como areneras para la industria de la construcción, sin embargo, también podrían ser utilizadas para la industria del vidrio. En la Formación Guaduas es muy tradicional la explotación de carbón, no obstante, también se observa potencial en los dos o tres niveles arenosos intercalados en la secuencia arcillosa para la industria del vidrio y como areneras para la construcción.

4.1 YESO

Se observan varias mineralizaciones de yeso en alrededores del municipio de Páez (210: F11-E12), las cuales están confinadas en rocas de edad Berriasiano tardío correspondientes a la Formación Chivor, las cuales han sido objeto de explotación desde hace varios años (Figuras 93 y 94). El posible origen de estas mineralizaciones podría relacionarse a episodios evaporíticos en ambientes marinos muy someros.


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Figura 93 . Panorámica de la mina de yeso La Florida localizada al sur del municipio de Paéz en rocas lodolíticas negras de la Formación Chivor; en la base

de la secuencia se observa un nivel muy grueso evaporítico intercalado; la estratificación se orienta N45°W/30°NE. Foto con v ista N25°E por la vía vereda Yapombo-Paéz desde el punto con coordenadas N: 1.053.618, E: 1.113.681, Z:

1.136.

Figura 94 . Panorámica de la mina de yeso La Roca localizada al oriente del municipio de Paéz; en la secuencia lodolítica negra de la Formación Chivor se

observan algunos niveles evaporíticos intercalados; la roca se orienta N52°E/20°NW. Foto tomada por la vía Paéz-Ururia en la vereda Mochilero

(municipio de Paéz) desde el punto con coordenadas N: 1.055.943, E: 1.116.370, Z: 868.

Las mineralizaciones se encuentran confinadas a una secuencia lodolítica-limolítica con intercalaciones de al menos cuatro capas gruesas (en promedio 1 m de espesor) de yesos, en los cuales se evidencian texturas primarias y seudomórficas o de reemplazamiento (Figura 95 ).


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Figura 95 . Seudomorfos nodulares y lenticulares de evaporitas (incluye yeso) en la secuencia lodolítica de color negro perteneciente a la Formación Chivor. Foto

sobre la margen occidental del Río Upía desde el punto con coordenadas N: 1.057.039, E: 1.117.256, Z: 771.

Al nororiente de Macanal hay una mineralización de yeso en la quebrada Honda (210: H7), localizada en rocas de la Formación Chivor. La mineralización se relaciona con rocas de estructura bandeada a nodular, con láminas medianas o gruesas, lenticulares a ondulosas, de calcita-yeso que alternan con láminas albitizadas, y en donde claramente se reconocen estructuras enterulíticas o nodulares, típicas de secuencias evaporíticas (Figura 96 ); de hecho, a lo largo de la quebrada se pueden reconocer por lo menos dos parasecuencias evaporíticas con shales carbonosos en la base y evaporitas al techo, posiblemente relacionadas con llanuras intermareales.

Figura 96. Yeso asociado con calcita en lentes, nódulos y láminas de forma enterulítica alternando con láminas albitizadas ondulosas y lenticulares. Canto

rodado perteneciente a la Formación Chivor en el lecho de la quebrada Honda (N: 1.042.639, N: 1.088.420, Z: 1.803).


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4.2 HIERRO

Se observaron bancos tabulares estratiformes de hierro al occidente del municipio de Guayatá (210: H1, Figura 97 ) y SW de Tibirita (210: G1). Estos niveles están relacionados a intervalos calcáreos (bioesparita o grainstone de bivalvos) dentro de la Formación Fómeque.

Figura 97. Bancos tabulares, medianos a gruesos, ferruginosos en la Formación Fómeque en cercanías al municipio de Guayatá. Foto con vista al occidente

desde el punto con coordenadas N: 1.040.855, E: 1.063.694, Z: 179.

Al noreste de Miraflores, en el cerro La Viola (210: C10), en medio de un depósito cuaternario de coluvión, se encontró un afloramiento pequeño, al parecer “in situ”, de unos 3 m de largo por 2 m de alto, con roca muy meteorizada de color rojizo, donde se pudo observar una vena de siderita (Figura 98 ) con algunos niveles de goethita; la roca encajante perteneciente a la Formación Fómeque está muy plegada y cizallada y no es muy clara la relación con la mineralización.

Figura 98. Afloramiento puntual (3 m de largo por 2 m de alto) donde se aprecia una vena de siderita encajada en roca meteorizada de coloración rojiza, replegada y cizallada, perteneciente a la Formación Fómeque. Foto tomada en el cerro La Viola (noreste de Miraflores) desde el punto con coordenadas N: 1.068.737, E:

1.105.966, Z: 1.345


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4.3 ESMERALDAS

Existen algunos reportes de minería de esmeraldas en la Formación Santa Rosa al sur del municipio de Campo Hermoso (210: G10-G11), pero no se sabe con certeza sí fueron productivas o no y sólo quedan los vestigios de los antiguas excavaciones para esta gema (Figuras 99 y 100).

Figura 99. Antiguo socavón abandonado para explotación de esmeraldas realizado en rocas de coloración negra y roja pertenecientes a la Formación Santa Rosa al sur de Campo Hermoso. Foto por la carretera que parte de la Ye que va a

las antenas al casco urbano de Campo Hermoso (vereda Agua Larga) desde el punto con coordenadas N: 1.046.811, E: 1.108.603, Z: 971.

Figura 100. Limolitas con capas de micritas de color gris donde se observa un antiguo túnel de exploración para esmeraldas realizado en limolitas no calcáreas

con venas de cuarzo y carbonato de calcio. Foto tomada por el camino que conduce a la escuela del Rodeo (margen izquierda hacia aguas arriba de la

quebrada La Esmeraldera) desde el punto con coordenadas N: 1.043.978, E: 1.105.414, Z: 878.


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5. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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