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INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERÍA

INGEOMINAS

RESEÑA EXPLICATIVA DEL MAPA GEOLÓGICO PRELIMINAR PLANCHA 153 CHITA

ESCALA 1 : 100.000

Informe No. .

Bogotá D.C. 1983

República de Colombia MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA


REPÚBLICA DE COLOMBIA MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA

INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERÍA INGEOMINAS

RESEÑA EXPLICATIVA DEL MAPA GEOLÓGICO PRELIMINAR PLANCHA 153 CHITA

ESCALA 1 : 100.000

Por

Antoine Fabre Mauricio Osorio Rodrigo Vargas

Bioestratigrafía por Fernando Etayo

Bogotá D.C. 1983


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Reseña explicativa del mapa geológico preliminar plancha 153 Chita

CONTENIDO

INTRODUCCIÓN .................................................................................................... 4

2. ESTRATIGRAFÍA ............................................................................................... 5

3. PETROGRAFÍA ................................................................................................ 13

4. TECTÓNICA ..................................................................................................... 16

5. RECURSOS MINERALES ................................................................................ 19

BIBLIOGRAFÍA SOBRE LA REGIÓN DEL COCUY ............................................ 20

OTRAS BIBLIOGRAFÍAS CITADAS .................................................................... 23


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Reseña explicativa del Mapa geológico preliminar Plancha 153 Chita 4

INTRODUCCIÓN

El mapa geológico de la Plancha 153, Chita representa a escala de 1 : 100.000 unos 1800 km2 que cubren la parte sur de la Sierra Nevada del Cocuy y los alrededores de 10s pueblos de Chita y el Cocuy en Boyacá, Sácama y La Salina en Casanare, así como la parte mas occidental de la intendencia de Arauca. El tercio oeste de la plancha fue cartografiado durante el año de 1975 por geólogos de la Oficina Regional Bucaramanga del Ingeominas; el informe 1712 "Geología del Cuadrángulo 1-13, Málaga" (VARGAS. et al, 1981) describe la geología de la región de Chita y el Cocuy Durante el año de 1981, geólogos de la Regional Bogota terminaron la cartografía de esta plancha; los resultados de este trabajo están resumidos en el informe 191 1 del lngeominas "Geología del extremo sur de la Sierra Nevada del Cocuy y los alrededores de La Salima y Sácama" (FABRE, 1983). La topografía de la Plancha 153. Chita es muy montañosa; el punto mas elevado, el Nevado Pan de Azúcar, alcanza los 5200 m, mientras que las terrazas del río Casanare cerca a Sácama tienen una altura de 1000 m sobre el nivel del mar. Las crestas más elevadas de la región reflejan el rumbo NNE-SSW de la Cordillera Oriental, sin embargo, a la latitud de la Sierra Nevada del Cocuy la Cordillera cambia de dirección en un codo marcado y al Norte de la zona estudiada las estructuras enrumban N-S para cambiar al NNWSSE en la Plancha 137. El Cocuy.


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2. ESTRATIGRAFÍA

En la Sierra Nevada del Cocuy aflora una secuencia sedimentaria de unos 7500 m de espesor, la cual fue depositada durante el Cretáceo y el Terciario inferior. En la zona del páramo especialmente, esta columna sedimentaria aflora muy bien, sin complicaciones tectónicas. La nomenclatura estratigráfica utilizada es similar a la empleada por Vargas et al (1981) en la Plancha 152 (parte SE del cuadrángulo 1-13, Málaga)o sea que usa nombres de formaciones definidas tanto en la región de la Sabana de Bogotá (p.e. JULIVERT, et al. 1968) como en la región de Paz de Río (ALVARADO y SARMIENTO, 19441 y en la Concesión Barco (p.e.. NOTESTEIN, et al, 1944). Mientras que los límites horizontales de estas formaciones no hayan sido definidos por trabajos detallados la nomenclatura utilizada debe considerarse coma informal. Desde el punto de vista estratigráfico la Plancha 153 re puede dividir en tres sectores, donde re observan unas secuencias sedimentarias diferentes: Al oeste de la Falla de Chiscas, afloran formaciones depositadas entre el Hauteriviano y el Oligoceno: las calizas de la formación Tibú - Mercedes están infrayacidas por unos 150 a 200 m de areniscas que representan la base de la secuencia cretácea. En el río Nevado y cerca a Chapeton (Plancha 136. Málaga), estas areniscas cubren en discordancia el "Paleozoico del Río Nevado" (VARGAS. et al, 1981) datadas de edad Carboniano a Permiano, por Stibane y Forero (1968). En este sector la secuencia cretácea tiene unos 2200 m de espesor. Entre la Falla de Chiscas y la Falla de Sácama, o sea en el sector de la Sierra Nevada del Cocuy, afloran principalmente, formaciones de edad cretácea. Por debajo de las calizas del Aptiano superior de la Formación Tibú - Mercedes existe una secuencia de unos 3200 m de espesor (Grupo Cáqueza) depositada durante el intervalo Berriasiano? –Aptiano inferior. La base del Cretáceo no aflora en la plancha 153 pero se conoce al norte de la Sierra Nevada del Cocuy (Plancha 122, Río Cubugón) donde descansa en discordancia, sobre lodolitas rojas, del Paleozoico superior?. El sector de la Sierra Nevada del Cocuy fue invadido durante el Berriasiano por el "Mar Cretáceo":en este sector la subsidencia fue muy rápida durante el Cretáceo inferior y el espesor total de la secuencia cretácea alcanza unos 6000 m. La Figura 1 representa la columna estratigráfica de este sector.


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Al este de la Falla de Sácama, afloran areniscas pre aptianas que corresponden a la Formación Areniscas de las Juntas, y a una facies más arenosa de la Formación Lutitas de Macanal. En las cabeceras del río Mundo Nuevo (Plancha 154, Hato Corozal) la secuencia cretácea esta infrayacida por lodolita y areniscas de grano fino de color rojo oscuro o verde, las cuales presentan una facies similar a las rocas carboníferas, del norte del macizo de Quetame. El espesor de la secuencia pre-aptiana en este sector es difícil de calcular, pero alcanza probablemente 2 a 3000 m. Formaciones de edad cretácea: En el sector de la Sierra Nevada del Cocuy los contactos entre todas las formaciones son concordantes y la sedimentación parece no haber sido interrumpida de modo notorio durante el Cretáceo. Las lodolitas y areniscas finas lodosas de la Formación Lutitas de Macanal afloran bien a lo largo de la carretera entre Sácama y El Arenal. La base de esta unidad no aflora en la Plancha 153, pero se encontró Wechselia (helechos fósiles) en toda la secuencia. lo que confirma su edad cretácea; la rica fauna de amonitas, recolectada en las arcillolitas grises que forman la parte superior de la formación cerca a El Arenal, tiene una edad Berriasiano superior a Valanginiano inferior. Las rocas de la Formación Lutitas de Macanal se depositaron en aguas marinas tranquilas, poco profundas, en un ambiente con fuerte influencia continental (prodelta superior?). La materia orgánica de los niveles ricos en restos de plantas esta carbonizada, las lodolitas muestran generalmente un principio de esquistosidad y se observan micas orientadas. Hacia el norte, la Formación Lutitas de Macanal se vuelve mas arenosa y se cartografió conjuntamente con la Formación Areniscas de Las Juntas, bajo el nombre Formación Río Negro o Grupo Cáqueza en la Plancha 137. El Cocuy. La Formación Areniscas de las Juntas conforma la cresta oriental de la Sierra Nevada del Cocuy (p. e, 10s Cerros de La Plaza); esta unidad esta constituida principalmente. por areniscas de grano medio, a veces microconglomeráticas, con cemento silíceo, que presentan estructuras entrecruzadas en artesa y grandes canales. Esta facies representa probablemente el relleno de canales de desembocadura deltáica. Las lodolitas negras carbonosas intercaladas que son ricas en helechos fósiles (Wechelia) y en restos vegetales se depositaron probablemente en pantanos interdistributarios En la parte inferior de la formación se presenta una facies de areniscas microcon-glomeráticas con cemento calcáreo-ferruginoso, con estructuras entrecruzadas planares; estas rocas tienen una patina oxidada muy característica y contienen a veces lamelibranquios y gasterópodos. El ambiente marino de esta unidad está igualmente comprobado por la presencia de unos escasos niveles de calizas


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arenosas biodetríticas ricas en lamelibranquios en el tercio superior de la secuencia Esta formación representa el avance de un frente deltáico sobre los sedimentos finos del prodelta; este delta relleno esta parte de la cuenca durante el Hauteriviano-Barremiano. La Formación Areniscas de Las Juntas se puede correlacionar con la Formación Río Negro de la cuenca de Uribante en Venezuela Occidental y con la Formación Conglomerados del río Ele de los geólogos de la Shell. Las calizas arenosas fosilíferas (lamelibranquios, gasterópodos, nautilos, amonitas., equinodermos, algas) de la base de la Formación Tibú-Mercedes, así como las biomicritas (escasos fragmentos de lamelibranquios) del tope de esta unidad sirven de niveles guía para separar las formaciones Areniscas de las Juntas y Une en la Sierra Nevada; en este sector la Formación Tibú-Mercedes mide unos 120 a 140 m de espesor. Al oeste de la Falla de Chiscas, la Formación Tibú-Mercedes alcanza unos 400 m y las calizas forman el 50% de la sección Las calizas de la Formación Tibú-Mercedes se depositaron en aguas marinas poco profundas (microbioermos de Sérpulas) de salinidad normal (equinodermos) y de baja energía; las areniscas intercaladas representan probablemente depósitos de barras. En el sector de la Sierra Nevada del Cocuy la edad de esta formación esta limitada al Aptiano superior; hacia el oeste, donde la formación es mas gruesa es probable que abarque un intervalo de tiempo mas largo y represente desde el Barremiano hasta el Albiano inferior. Esta formación se puede correlacionar con la Formación Tibú y la Formación Mercedes diferenciadas en el Norte de Santander. Sin embargo. Vargas et al. (1981) hacen observar que el nivel lutitico que separa estas formaciones en el área tipo esta ausente al este del Cuadrángulo 1-13. Málaga y que por lo tanto estas formaciones se cartografiaron como una sola unidad, la cual se puede correlacionar con la Formación Apon de Venezuela Occidental. Las areniscas de la Formación Une forman la cresta occidental de la Sierra Nevada del Cocuy en la cual se encuentran los picos mas elevados (p. e. Nevado Pan de Azúcar). Esta unidad es mucho mas espesa en la Sierra (unos 1200 m) que al oeste de la Plancha 153. Chita donde el espesor alcanza generalmente unos 500 m. En la Sierra la parte inferior de la Formación Une presenta intercalaciones de lutitas negras carbonosas en las cuales se encontró una flora muy similar a la descrita por Pfefierkorn (1977) en la base de la Formación Aguardiente en el norte de Zea (Venezuela). La parte central de la Formación Une es particularmente maciza, casi sin intercalaciones de lodolitas; en esta parte las mediciones de paleocorrientes, tomadas en "foresets" planos, son bidireccionales,


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dirigidas principalmente hacia el norte y sur. La litología es característica de arenas litorales (barras y playas). En la parte superior de la formación las intercalaciones blandas son mas abundantes y se observan varias secuencias granocrecientes de progradación. Es probable que la Formación Une (o Aguardiente), al oeste de la Falla de Chiscas corresponda únicamente a la parte central del Une que aflora en la Sierra Nevada del Cocuy El contacto entre las areniscas blancas de la Formación Une y las lodolitas negras de la Formación Chipaque es particularmente nítido en la morfología. Este cambio de litología representa la transición entre las arenas litorales depositadas bajo la influencia de las olas y los sedimentos finos depositados en aguas mas tranquilas por debajo del nivel de base de las olas. La parte inferior de la Formación Chipaque esta constituida principalmente por lodolitas y areniscas finas muy bioperturbadas (Thallassinoides, Planolites). El miembro medio se caracteriza por la presencia de varios niveles de caliza biodetrítica arenosa, rica en lamelibranquios; la importancia de los niveles calcáreos varia mucho lateralmente en el área; las lodolitas y areniscas finas intercaladas presentan una bioperturbación menos intensa que en el miembro inferior. El miembro superior esta constituido por lodolitas negras fisibles y laminadas, a veces piritosas, sin bioperturbación, que se depositaron en aguas marinas muy tranquilas, pobres en oxigeno. Estas lutitas contienen a menudo pequeños foraminíferos planectónicos, así como escarnas de peces cubiertas por vivianita, dientes y fragmentos de peces. Los miembros inferior y medio representan el Cenomaniano superior? y todo el Turoniano (Amonitas del Turoniano en la mitad del miembro inferior) y se pueden correlacionar con la Formación Capacho de Venezuela occidental. Las amonitas encontradas en unos nódulos de caliza a la base del miembro superior son de edad coniaciana; así definida toda la formación se puede correlacionar con la Formación Chipaque definida al este de Bogotá. El miembro superior presenta una facies que es típica de la Formación La Luna en ciertas áreas de Venezuela Occidental. Se cartografío bajo el nombre de la Formación La Luna una secuencia de calizas micríticas negras, laminadas, muy ricas en materia orgánica, con estratificación plana paralela en bancos de 4 a 20 cm de espesor. Estas calizas pasan verticalmente a calizas silicificadas (cherts). Estos niveles son generalmente ricos en foraminíferos y contienen grandes nódulos de caliza en los cuales re encuentran amonitas bien conservadas y lamelibranquios. En la Sierra Nevada del Cocuy la Formación La Luna presenta en su parte central una intercalación de lodolitas y arenisca fina de unos 60 m de espesor; estas


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rocas son muy bioperturbadas (Arenicolites) y presentan una estratificación ondulosa. La Formación La Luna se depositó en aguas marinas muy tranquilas por debajo del nivel de base de las olas, en un ambiente anóxico muy favorable a la preservación de la materia orgánica, esta unidad constituye una roca madre de aceite de muy buena calidad. La pobreza en fauna bentónica de una gran parte de la formación está debida a la mala oxigenación del fondo durante el deposito d e los sedimentos y no a una gran profundidad del ambiente de sedimentación: la presencia de Arenicolites en la parte central de la unidad apoya esta interpretación. Las amonitas recolectadas en la parte inferior son santonianas mientras que las formas halladas en la parte superior representan ya la base del Campaniano; Siphogenerinoides cretácea aparece pocos metros encima del nivel en el cual se encuentran las primeras amonitas campanianas. Litológicamente la formación cartografiada bajo el nombre de La Luna en la Sierra Nevada del Cocuy corresponde especialmente a la Ftanita de Táchira o al miembro Galembo de la Formación La Luna en el Norte de Santander. C. Ulloa (en preparación) utilizo el nombre de Formación Los Pinos para designar la secuencia comprendida entre el tope de la Formación La Luna y la base de la Formación Arenisca Tierna en la región de socha donde se encuentra el caserío de Los Pinos; este nombre fue utilizado por Vargas et al (1981) en la SE del Cuadrángulo I -13, Málaga, o sea al oeste de la Plancha 153, Chita. La parte inferior de la secuencia se caracteriza por la alternancia de calizas biodetríticas, arenitas finas bioperturbadas y shales negros. Se nota en particular la presencia de unos arrecifes constituidos casi únicamente por ostras (Abruptalopha abrupta) que predominan en el Campaniano superior (ETAYO. 1969). En esta sección reaparece ocasionalmente la facies de caliza negra laminada típica de la Formación La Luna; la interestratificación de esta facies depositada en un ambiente anóxico con la facies rica en ostras demuestra bien que estas variaciones de litología son debidas a una oxigenación mas o menos buena del fondo y no a cambios de profundidad del ambiente de deposito. El espesor de la Formación Los Pinos es variable y puede alcanzar unos 120 m cerca Boavita y unos 443 m al norte de Guicán en la Plancha 137, El Cocuy; en el pico El Cojo el espesor es de unos 250 m. Se puede notar que en la región de la Sierra Nevada del Cocuy la sedimentación fue continua durante todo el Santoniano y el Campaniano. En la Plancha 153. Chita, la Formación Arenisca Tierna tiene unos 100 a 120 m de espesor y esta constituida por bancos gruesos de areniscas de grano medio, que tienen a veces cemento calcáreo y presentan estratificación cruzada de gran escala. Las amonitas recolectadas en esta formación son de edad Maastrichtiano.


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Se puede notar que hacia el norte en la Plancha 137. El Cocuy las intercalaciones de lodolitas se vuelven mas importantes y esta formación pasa progresivarnente a la Formación Mito Juan en el Norte de Santander. El intervalo que corresponde a la Formación Guaduas tiene unos 250 m de espesor; esta constituida principalmente por lodolita gris a negra. con delgadas intercalaciones de arenisca de grano fino que muestran ondulitas simétricas y asimétricas y a veces bioperturbacion. En la parte central de la formación se observan localmente varias capas de carbón o lodolitas carbonosas. En la zona de Paz de Río, Van Der Hammen (1960) atribuyo una edad Maastrichtiano superior a la Formación Guaduas con base en su contenido palinológico. La Formación Guaduas de la Plancha 153 se depositó probablemente en lagunas litorales, en aguas muy poco profundas bajo la influencia de corrientes bidireccionales v en condiciones bastante restringidas. Esta formación se puede correlacionar con la Formación Catatumbo de la Concesión Barco. Se puede notar que las arcillas rojas o violáceas que son características de la Formación Guaduas en la Sabana de Bogota pasan hacia el norte a lodolitas grises o negras. Formaciones de edad Terciario inferior: La Formación Arenisca de Socha esta constituida principalmente por arenisca de grano medio a grueso, a veces conglomerática, en bancos gruesos con estratificación cruzada plana de gran tamaño. El espesor de esta unidad varia entre 150 y 300 m. Esta formación se puede correlacionar litológicamente y cronológicamente con la Fonación Barco de la Cuenca de Maracaibo: su edad es Paleoceno inferior en la región de Paz de Río (VAN DER HAMMEN. 1960). Estas areniscas fueron depositadas en un ambiente litoral. La Formación Arcillas de Socha: esta compuesta por una alternancia de lodolita y arenisca de grano fino a medio; se nota especialmente la presencia de varios niveles de carbón en la parte inferior de la formación en la cual las lodolitas son de color negro a gris oscuro, al contrarío las arcillas de la parte superior son de color amarillento a verdoso La parte inferior de la Formación Arcillas de Socha se deposito en un ambiente parálico reductor, mientras que la parte superior refleja un ambiente de depósito mas oxidante. El espesor de esta formación varía entre 200 a 400 m en la Plancha 153; esta unidad fue datada del Paleocene rnedio y superior y alcanza el Eoceno en su parte alta (VAN DER HAMMEN, 1960). La Formación Picacho esta constituida principalmente por conglomerado polimíctico y arenisca de grano medio a grueso de composición lítica; se presentan estructuras de canales y estratificación cruzada en artesa. En la parte inferior de la formación se observan secuencias granodecrecientes probablemente


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depositadas en un ambiente fluviátil: la parte superior es menos conglomeratica y muestra la transición a condiciones marinas litorales. El espesor de la Formación Picacho varía entre 200 y 300 m en la Plancha 153. En la zona de Yopal. Suárez (en PEREZ. et al.. 1984) describe foraminiferos del Eoceno superior en la Formación Arenisca del Limbo, la cual se correlaciona litológicamente con la Formación Picacho; una edad Eoceno superior fue determinada. palinológicamente para la Formación Mirador de los Llanos que se correlaciona igualmente con la Formación Picacho. La parte superior de la secuencia del Terciario inferior está conformada par secciones parciales de la Formación Concentración que aflora en el eje de los sinclinales. En la Plancha 153 esta unidad consiste principalmente de lodolita amarillenta, verdosa o rojiza, con delgadas intercalaciones de arenisca fina. Hacia el norte (Plancha 137, El Cocuy) se observa una transición a lodolita negra de la Formación Carbonera de la Concesión Barco la cual es correlacionable con la Formación Concentración. La edad de la base de la formación puede alcanzar el Eoceno superior pero la parte principal de esta unidad representa el Oligoceno. Puesto que la parte superior de la Formación Concentración esta erodada no es posible determinar un espesor completo, ni decir cuando termino la sedimentación en el sector de la Sierra Nevada del Cocuy. Sin embargo, si se considera la edad de la Formación León en la cuenca de los Llanos (Mioceno inferior) parece probable que la sedimentación fue continua durante todo el Oligoceno y el Mioceno inferior en la región de la Cordillera Oriental. Rocas Igneas: En la orilla derecha del río Casanare, a unos 2.5 km aguas arriba de La Salina, aflora un dique de microgabro que intruye la Formación Lutitas de Macanal. La roca esta compuesta principalmente por hornblenda, plagioclasa (An65%) y biotita. Además, debido a la actividad hidrotermal que acompañó la intrusión se observan minerales de alteración como epidota, clorita, tremolita, sericita, así como pirita. El análisis químico permite clasificar esta roca como un gabro alcalino. La edad K/Ar sobre roca total define una edad Aptiano / Albiano (ODIN, 1982). para la intrusión, mientras que las edades mis recientes obtenidas sobre hornblenda y biotita significan probablemente que la actividad hidrotermal prosiguió después del momento de la intrusión. Este dique parece ser un testigo de la fase magmática que afecto durante el Cretáceo inferior las zonas mas subsidentes de la cuenca cretácea (FABRE y DELALOYE. 1983). Rodados de un microgabro similar se encontraron en el lecho del río Mundo Nuevo (SW de la Plancha 154. Hato Corozal). Terrazas: En la región de Sácama, a lo largo del río Casanare, se distinguieron dos niveles de terrazas; la mas antigua (Qt1) forma una planicie a unos 130 a 140 m por encima del nivel actual del río, mientras que la planicie de la terraza mas reciente (Qt2) re encuentra unos 100 m encima del río Casanare. Estos depósitos


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están constituidos por gravas y arenas derivadas de las formaciones arenosas del Cretáceo inferior; fueron depositados en un ambiente de río trenzado. La edad de estos depósitos no se conoce con precisión pero es evidente que son posteriores a las fases de compresión del Mioceno superior o sea que. son probablemente Plio- Pleistocenos. Depósitos glaciares: Una estratigrafía detallada de los depósitos de origen glaciar de la Sierra Nevada del Cocuy fue definida por Van Der Hammen, et al (1980). Las "morrenas recientes" (Qmr) distinguidas en el mapa geológico corresponden al Drift 6 de Van Der Hammen, et al. (Neoglacial). Las "morrenas antiguas" (Qma) y los depósitos glaciares indiferenciados (Qgl) agrupan los Drift 5 a 1 de estos autores los cuales redepositaron durante la ultima glaciación. Hoy en día los glaciares de la Sierra Nevada del Cocuy cubren unos 50 km2 pero existen muchas evidencias de un retiro glaciar rápido desde la mitad del siglo pasado; parece posible que los glaciares de la Sierra puedan desaparecer dentro de unos dos o tres siglos.


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3. PETROGRAFÍA

Las areniscas de las formaciones de edad cretácea, son arenitas de cuarzo con una composición típica de arenitas policíclicas; los granos de cuarzo son en su mayoría monocristalinos y muestran a veces sobre crecimientos heredados; en ciertas secciones delgadas se observan fragmentos de arenitas de cuarzo supermaduras con cemento silíceo; las muestras en las cuales los granos son angulosos contienen siempre un cierto porcentaje de granos de cuarzo muy bien redondeados, cuya redondez es heredada de ciclos sedimentarios anteriores; el cuarzo policristalino estirado o bimodal (de origen metamórfico) es muy escaso. El chert, los feldespatos potásicos y plagioclasas representan menos de 1% de los componentes en todas las muestras. La glaucomita (o chamosita) es un componente que puede alcanzar unos 5% en las areniscas de la parte superior de la Formación Une, este mineral desarrolla frecuentemente una porosidad secundaria por retracción. La moscovita es el mineral detrítico más abundante después del cuarzo; se presenta en todas las unidades y su abundancia depende de la granulometría de la roca; en ciertas areniscas de grano muy fino o limolitas re observa hasta 3% de moscovita. Los minerales pesados consisten únicamente de minerales ultraestables como zircón, turmalina verde, esfena y leucoxeno; estos minerales están a menudo muy bien redondeados y provienen en gran parte de rocas sedimentarias más antiguas. Se observaron unos escasos granos de epidota, anfíbol verde y apatito. Las areniscas de grano muy fino son generalmente unas wackas de cuarzo con matriz arcillosa. En las areniscas del Cretáceo superior se observan a menudo cristales de caolinita, mientras que en las areniscas más antiguas que el Albiano la ilita es el único mineral arcilloso en la matriz. En las muestras de las formaciones del Cretáceo inferior la birrefringencia de la matriz arcillosa es bastante alta (principalmente ilita) y aparecen cristales de clorita. Esta facies petrográfica de la matriz es característica de una diagénesis muy avanzada, o de un metamorfismo de muy bajo grado. La porosidad de las areniscas del Cretáceo es generalmente muy baja debido al espesor de la secuencia sedimentaria; los granos muestran a menudo contactos suturados o cóncavo-convexos.


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Las areniscas calcáreas o calizas arenosas biodetríticas de las formaciones Tibu- Mercedes, Chipaque y Los Pinos presentan generalmente una textura "wackestone" a "packstone", en la cual predominan granos de cuarzo, fragmentos de lamelibranquios y gasterópodos en una matriz micrítica en parte recristalizada. Las calizas del tope del Tibú-Mercedes son biomícritas con una textura "wackestone" a "mudstone" en las cuales el cuarzo es casi ausente y muy fino. Las calizas arcillosas negras laminadas de la Formación La Luna son a menudo ricas en foraminíferos; en la parte inferior de la Formación se observan principalmente formas planctónicas de muy pequeño tamaño, mientras que en la parte superior aparecen grandes Siphogenerinoides. Las láminas oscuras son muy ricas en materia orgánica amorfa; en esta facies el cuarzo es muy fino y representa menos de 1% de la roca; ciertos niveles están completamente silicificados y en este caso la roca se presenta como chert; en casi todas las muestras de lodolita o caliza se observan unos pellets fosfáticos, sin embargo en ciertos niveles estos elementos fueron concentrados mecánicamente y pueden constituir el componente principal de la roca (fosforita); con los pellets se observan generalmente fragmentos de peces. Las areniscas del Terciario inferior, tienen una composición lítica o sublítica que contrasta claramente con las del Cretáceo. El cambio de composición se observa en el tercio superior de la Formación Areniscas de Socha cuya parte inferior está todavía compuesta por arenitas de cuarzo. Las areniscas de las formaciones Arcillas de Socha y Picacho están compuestas de cuarzo, fragmentos de areniscas de cuarzo chert (derivado de la erosión de la Formación La Luna), fragmentos de shales y escasos fragmentos de esquistos sericíticos. El contenido en fragmentos líticos disminuye claramente en la Formación Concentración en la cual las areniscas son sublíticas o tienen la composición de arenitas de cuarzo muy ligeramente líticas. Origen de las areniscas: Las areniscas basales de la secuencia cretácea derivan probablemente en parte de fuentes locales; se observan cantos de lodolitas rojas del Paleozoico superior en el conglomerado situado en la base de la secuencia, la cual aflora al sur de la Plancha 122, río Cubugon. Sin embargo la mayor parte del volumen de las areniscas cretáceas parece provenir de la destrucción de antiguas arenitas de cuarzo que formaban la cobertura sedimentaria del Escudo de Guayanas al este de la región de la Alerta Nevada del Cocuy. Es probable que las areniscas del Paleozoico inferior de los Llanos (tipo Formación Araracuara) o del Precámbrico (tipo Formación Roraima) sean, la fuente principal de las areniscas del Cretáceo. Las rocas metamórficas a plutónicas del Escudo mismo parecen ser una fuente de menor importancia. Las areniscas del Terciario inferior provienen en gran parte de la destrucción de la cobertura sedimentaria paleozoica y mesozoica


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del macizo do Santander Floresta lo cual emergió al W de la región del Cocuy durante el Paleoceno. La presencia de fragmentos de esquistos sericíticos demuestra que el basamento metamórfico de este macizo (esquistos de la Formación Silgara) fue rápidamente alcanzado por la erosión. Considerando de geometría de la cuenca durante el Terciario inferior parece probable que los aportes detríticos desde el este hayan seguido igualmente durante este periodo. La emersión del Macizo Santander Floresta durante el Palcoceno es probablemente un efecto de la fase de compresión que deformó los sedimentos cretácicos de Magdalena Medio durante el depósito de la Formación Lisama. Este evento fue de importancia regional ya que el paso a una composición lítica de las areniscas del Paleoceno se observa en la zona de Bogota, en el Borde Llanero y en Venezuela occidental (VAN ANDEL. 1958; AALTO, 1971).


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4. TECTÓNICA

Durante el Cretáceo y el Terciario la región de la Sierra Nevada del Cocuy paso por dos etapas principales 1) una larga fase de subsidencia entre el Berriasiano y el Mioceno inferior, durante la cual el basamento pre-cretáceo de la cuenca se hundió varios kilómetros y, 2) desde el Mioceno medio a superior una fase de deformación durante la cual los sedimentos depositador en la cuenca fueron plegados y fallados y luego levantados varios kilómetros. Es durante la ultima fase que reformo la Cordillera Oriental. 1a) La fase de extensión y subsidencia inicial de la cuenca (Berriasiano – comienzos del Aptiano): La subsidencia empezó durante el Berriasiano en una cuenca estrecha, limitada al este en la zona de la paleofalla del Guaicáramo, que separaba la zona estable de los llanos del sector subsidente, y al oeste por el margen oriental del macizo de Santander (Zona de la paleofalla de Chiscas). En esta época estas fallas eran probablemente fallas normales que controlaban el hundimiento del graben de dirección NNESSW localizado en el sector de La Sierra Nevada del Cocuy. En este graben la subsidencia fue muy rápida durante el intervalo Berriasiano – Aptiano inferior alcanzando velocidades de subsidencia comprendidas entre 250 y 150 m por millón de años (deposito de las formaciones Lutitas de Macanal y Areniscas de Las Juntas). Durante este periodo, la subsidencia fue muy débil al oeste de la paleofalla de Chiscas y no se depositó sino una delgada secuencia arenosa sobre el margen oriental del Macizo de Santander. Floresta (base arenosa de la Formación Tibú - Mercedes). La existencia de paleofallas normales, la presencia de intrusiones; básicas alcalinas de edad Cretáceo inferior en la parte más subsidente de la cuenca, indican que este periodo fue dominado por juna tectónica distensiva. La subsidencia muy rápida del basamente era debida al reajuste isostático de la litosfera, la cual fue adelgazada durante la fase de extensión Berriasiano Aptiano inferior (C f McKENZIE, 1978). 1b) La fase de subsidencia térmica (Aptiano - comienzos del Mioceno): Desde el Aptiano, la subsidencia empezó a afectar una área mas ancha que durante la fase de extensión, los espesores de las formaciones depositadas al este y al oeste de la falla de Chiscas se uniformizaron progresivamente.


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Esta uniformización significa que las fallas que bordeaban la cuenca durante la fase de extensión dejaron de ser activas después del Aptiano. La velocidad de subsidencia disminuyó progresivamente durante el Cretáceo superior y el Terciario inferior. Esta disminución es típica de una cuenca cuya subsidencia está provocada por el enfriamiento de una litosfera adelgazada (C.f.McKENZIE. 1978). Contrariamente a la cuenca del Magdalena Medio, la cuenca del Cocuy no parece haber sido deformada durante el Paleoceno, edad durante la cual emergió el Macizo de Santander. 2a) La fase del plegamiento (Mediados a finales del Mioceno) Desde el Mioceno medio a superior, la cuenca del Cocuy fue sometida a una fuerte compresión este-oeste. La secuencia sedimentaria depositada desde el principio del Cretáceo fue plegadla y fallada. Debido probablemente a la diferencia de espesor de la columna sedimentaria, las zonas situadas al este y el oeste de la falla de Chiscas muestran un estilo tectónico diferente. Las deformaciones son más intensas en el margen este del Macizo de Santander donde la cobertura sedimentaria es más delgada. Mientras que en el sector de la Sierra Nevada del Cocuy, donde la secuencia sedimentaria es más espesa, las deformaciones son menos marcadas. Al este de la faIla de Chiscas se observan amplios sinclinales cuyo eje se puede seguir a lo largo de 10 a 20 km (p.e Sinclinales de Las Mercedes y del rio Playón); estos sinclinales están separados por zonas anticlinales estrechas, falladas y replegadas (p.e. zona de la Falla de Sácama). Al contrario al oeste de la Falla de Chiscas, en el margen del Macizo de Santander, los pliegues son estrechos y poco continuos. En toda área cartografiada los ejes de los pliegues muestran una dirección NNESSW a NS y generalmente los pliegues son ligeramente asimétricos con vergencia al este. La región cartografiada está dividida en varios compartimientos por fallas inversas de dirección NNESSW o NS, es decir subparalelas con los pliegues. En el sector de la Sierra Nevada del Cocuy Estos compartimientos tienen unos 20 Km de ancho, mientras que al oeste de la falla de Chiscas las fallas regionales están separadas menos de 10 kilómetros. Además el área está cortada por 2 sistemas de fallas y fracturas conjugadas, cuya orientación es respectivamente NE-SW SSE-NNW y cuyos planos son casi verticales. En el sector de la Sierra Nevada del Cocuy los desplazamientos a lo largo de estos planos son generalmente débiles y se observan principalmente fracturas. Al oeste de fallas de Chiscas los desplazamientos son más importantes


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y estas fallas se desplazan a menudo los ejes de los pliegues (movimientos de rumbo o verticales). Durante la fase de plegamiento (principalmente Mioceno medio y superior en la Cordillera Oriental), Los sectores anticlinales empezaron a levantarse mientras que las zonas sinclinales representaban todavía áreas bajas. 2b) La fase de levantamiento de la Cordillera Oriental (Plioceno principalmente y Pleistoceno): Los estudios palinologicos de Van, Der Hammen, et al . (1973). Permiten decir que el levantamiento de la Cordillera Oriental ocurrió principalmente durante el Plioceno. Las regiones sinclinales y anticlinales fueron levantadas al mismo tiempo varios kilómetros en unos 2 o 3 millones de años. En la zona de la Sierra Nevada del Cocuy este levantamiento alcanza probablemente unos 5 km y es claramente mayor que en la zona de Bogotá. Este levantamiento fue menos rápido durante el Pleistoceno pero prosigue todavía hoy en día (terrazas). En la Sierra no se observaron morrenas desplazadas y las terrazas de Sácama, no están deformadas a lo largo de la trayectoria de la falla de Sácama, lo que significa que la región de la Sierra Nevada del Cocuy es tectónicamente poco activa. Al contrario más al Este (Plancha 154. Hato Corozal) las terrazas Qt1 y Qt2 están basculadas hacia el oeste cerca de la falla de Guaicáramo, la cual parece todavía activa hoy en día (sismos).


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5. RECURSOS MINERALES

La Figura 2 localiza las manifestaciones minerales conocidas en la plancha 153. Chita; también se indica la ubicación de varias fuentes salinas y termales. Carbón: La Formación Guaduas contiene generalmente varios mantos de carbón, localizados en. la parte media de la secuencia; también se encuentran niveles de carbón en la parte inferior de la Formación Arcillas de Socha. En la plancha 153. Chita. Estos bancos tienen menos de 1 m de espesor en superficie (ver VARGAS et al, 1981; FABRE,1983; RESTREPO, 1960) Sal: Las fuentes salinas de La Salina y Córdoba se explotan actualmente bajo el control legal de la empresa "Concesión de Salinas". La sal producida se utiliza sin refinar como alimento de engorde para el ganado y se vende en los mercados vecinos. La fuente de Muñeque cerca a Sácama está actualmente abandonada. Fabre (1983) cita unos análisis químicos de estas fuentes. Las capas de evaporitas de las cuales derivan estas aguas no se conocen en superficie, pero parece probable que están localizadas en la parte basal de la secuencia cretácea. Plomo - Zinc: Vargas et al. (1981) describe la mineralización de El Escobal, en el municipio de La Uvita; unos cuerpos lenticulares de esfalerita y galena se observaron en unos niveles arenosos de la Formación Capacho, en una zona de falla. En este lugar una mina artesanal produjo unas 100 toneladas de mineral pero está actualmente abandonada. Esta mineralización parece del mismo tipo que las numerosas mineralizaciones hidrotermales conocidas en las formaciones del Cretáceo inferior de la Cordillera Oriental (FABRE y DELALOYE, 1983). Rocas fosfóricas: Se observan generalmente unas delgadas (5 a 40 cm de espesor) capas de rocas fosfóricas en la formación La Luna. Bürgl y Botero (1967) citan los resultados de unos análisis de muestras tomadas en rocas del Santoniano (La Luna) cerca a Boavita y El Cocuy; el contenido máximo en P2 O5 de las muestras alcanza 10 a 12 % Fuentes termales: La fuente salada de La Salina mana con temperatura de 50º C lo que permite ahorrar energía durante la evaporación del “ aguasal". La fuente de la Salinita de Chita está situada en la orilla del río Peñablanca al SW de Chita y mana con temperatura de 69 º C (ver FABRE, 1983).


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