Andes latinoamericanos. Fuente: Nicholson,
Sophia. “Glaciers melting fastest in South America, Alaska:
UN.” AFP. 07 Dec 2012. Web: http://www.google.com/hostednews/afp/article/ALeqM5h-jbbqLoUD5YVvm99RvtA8WBn-Pw?docId=CNG.49306581e9fc80d84d7a1d3b2187e6cc.551
Los Andes suramericanos forman sin lugar a
dudas las condiciones ecológicas de la mayor parte de la región, por tanto es
importante conocer su surgencia y las características plasmadas en el
continente.
La región colombiana es fuertemente
influenciada por la tectónica de placas, viéndose sus dinámicas geomorfológicas
marcadas por las interacciones de la placa de Nazca, la placa de los Cocos, la
placa Suramericana, la placa Caribe y la placa de Panamá, que han generado
fallamientos y surgencias en las zonas del Chocó en donde se presenta una
subducción y en la zona andina donde se presenta toda una línea de fallamientos.
Esto ha conllevado a fuertes movimientos en las zonas colombianas,
viniendo consigo riesgos sísmicos como los mostrados en el siguiente mapa
Nuevo mapa de amenaza sísmica incluyendo la
influencia de Caldas Tear. Fuente: Agencia de noticias universidad nacional
La zona de subducción presentada en la zona del
pacífico se observa en la siguiente imagen
Superficie a partir de 70.000 eventos sísmicos reportados por la Red
Sismológica Nacional de Colombia. Caldas Tear se presenta como una estructura
que atraviesa el territorio colombiano en dirección occidente-oriente.
Cordillera
oriental
Posee un basamento precámbrico con
una complicada historia geológica de sucesivos eventos orogénicos en el
Proterozoico y Paleozoico. Rocas ígneas y sedimentarias en el Mesozoico y rocas
sedimentarias en el Terciario definen en parte sus características geográficas
actuales. En esta cordillera se localizan algunos macizos: al sur los Macizos
de Garzón y de Quetame; al norte de éste ocurre una bifurcación apareciendo el
valandino de la Sabana de Bogotá, que limita al norte con el Macizo de
Santander y al este con el Macizo de la Floresta.
Eventos geológicos, relacionados con
la actividad entre placas, se manifiestan en la bifurcación entre esta
cordillera en el Páramo de Santurbán en la denominada Cordillera de Mérida
(Venezuela) y la Serranía de Perijá (Colombia).
Macizo de Santander, una de las zonas más antiguas del país y
sitios de desvío de la Cordillera Oriental. Fuente: Orlando Ardila
Precámbrico
Las unidades litológicas de edad precámbrica en
Colombia representan, en su mayoría, la posición más noroccidental del Escudo
Guyanés, el cual habría crecido durante diversas orogénesis, sin descartas la
posibilidad de que varios bloques de terrenos precámbricos sean alóctonos con
respecto al Escudo, se considera factible que el Precámbrico del Macizo de
Garzón pertenezca al mismo cinturón que el de Santa marta, formado durante una
colisión continental entre Norteamérica y el Escudo de la Guayana durante la
orogenia Nickeriense 4.
En el Macizo de Garzón, el Precámbrico está
representado por el Grupo Granulítico de Garzón constituido por metamorfitas
del alto grado, facies granulita y anfibolita, especialmente granulitas
félsicas y máficas; charnoquitas, neises félsicos y granitos de textura augen;
migmaticas y mármoles, caracterizadas por la alternancia aparente sedimentaria
de las rocas cuarzo-feldespáticas con rocas máficas, pelíticas y calcáreas.
Concordante con este secuencia se encuentran los granitos néisicos son tectónicos
de Guapotón y Mancagua. Hacia el sur, la promulgación de este grupo ha sido
denominado Migmatítico del Nariño. La edad de las granulitas chamoquíticas es
de 1180 m.a. isócrona Rb/Sr, que corresponde al evento Nickeriense.
El macizo de Garzón y la
Serranía de la Macarena forman parte de terrenos metamórficos formados durante
el precámbrico. Estos terrenos extendieron la placa donde se posicionaron gracias
a los procesos de orogenia (1300-1000 m.a.), donde en el Paleozoico inferior se
llevaron procesos de sedimentación, aportando grandes cargas de sedimentos.
Posteriormente se erosiono esta franja (Terciario superior) modificando y
desplazando cargas sedimentarias al exterior de la placa.
Paleozoico
inferior
Unidades
metamórficas
Está representado en el oriente andino por
algunas unidades metamórficas consideradas cambro-ordovicianas por correlación
estratigráfica y en algunos lugares por sus relaciones con el Devónico que las
suprayacen en discordancia.
En el macizo de Quetame se encuentra una unidad
de metamofrismo regional de bajo grado, denominada Serie o Grupo de Quetame [1], constituida por esquistos
cloríticos sercíticos de grano fino en la parte inferior y por filitas
violáceas, pizarras y cuarcitas versodad en la parte superior. Por correlación
con las series de Guejar, se le ha atribuido una edad cambro-ordoviciana y está
suprayacido en discordancia angular por el Devónico medio.
En el Macizo de Santander, sobre el Neis de
Bucaramanga se encuentra la Formación Silgará constituida por esquistos,
filitas y pizarras con metamorfismo de bajo a medio grado, facies esquistos
verdes a anfibolita baja. Esta formación está recubierta discordantemente por sedimentos
devónicos e instruida por pegmatitas datadas entre 448 y 465 m.a. [2]
En la Serranía de Perijá, flanco occidental, se
han encontrado algunos afloramientos de rocas metamórficas de bajo grado,
atribuibles al Cambro-Ordoviciano por su posición infrayacente y discordante
con rocas fosilíferas del Devónico medio[3], que se compone, en parte, de
basamento metamórfico redepositado, lo cual ha inducido a algunos autores a
considerar algún grado de metamorfismo para el Devónico de esta área.
Magmatismo.
En el Macizo
de Santander, los plutones y batolitos agrupados en el “Grupo Plutónico de
Santander” se han considerado de edad Triásico-Jurásico teniendo en cuanta una
gran cantidad de edades radiométricas K/Ar en este rango 8. Sin
embargo, también existen varias dataciones K/Ar en el rango de 413-772 m.a 8:
una metadiorita hornbléndica cerca al Río de Oro dio 413±30 m.a. en hornblenda
y un neis granítico cerca a Pamplona dio 450±80 m.a. Rb/Sr roca total 8. En stock de Chiscales dio una edad de 471 ±
22 y un gabro de 456±23 m.a.; estos plutones intruyen las rocas metamórficas
caledonianas pero no afectan los sedimentos devónicos.
Triásico-Jurásico
En la Cordillera Oriental, al igual que en la
mayor parte del territorio colombiano, las unidades asignadas al Mesozoico pre
cretáceo abarcan, casi siempre, el
Triásico-Jurásico e incluso el Cretáceo inferior. Se trata de conjuntos
litológicos volvánicos, volvano-sedimentarios y sedimentarios con capas rojas y
por consiguiente con escasos registros fosilíferos. Esta situación, dificulta
su ubicación cronológica y lleva a dataciones inseguras, basadas en la posición
estratigráfica con referencia a unidades fosilíferas del Paleozoico o Cretáceo [4].
El registro litológico está marcado por
sedimentación marina y continental continuación, muy posiblemente, del
Paleozoico superior; se presentan areniscas, conglomerados, limolitas,
arcillolitas y localmente shales oscuros con alguna fauna fósil marina del
Jurásico inferior en la Formación Batá 11 y continental del Jurásico
inferior en la Formación Bocas.
Vulcanismo importante se desarrolló en este
periodo, con varios centros eruptivos como Ocaña y Prado-Dolores (Tolima), que
produjeron volúmenes enormes de piroclastitas y rocas efusivas, de composición
ácida e intermedia, localmente con intercalaciones de conglomerasos, areniscas,
arcillolitas y limolitas.
Aloramientos de estas secuencias vulcano-sedimentarias
se conocen en el sector norte (Serranía de Perijá, Macizos de Santander y
Floresta) y en el sur (oriente de Huila y Tolima).
En el Macizo de Santander existe plutonismo
ácido a intermedio, granitos a cuarzomonzonitas, datado en el límite
Triásico-Jurásico 8; cuerpos de menor tamaño, pero similares en
composición, intruyen rocas vulcano-sedimentarias del Triásico-Jurásico en la
región de Prado-Dolores (Tolima); dataciones confirma edad jurasica para el
magmatismo. Es posible que el magmatismo descrito y datado en la zona central
de la cordillera haya iniciado en el Jurásico superior alcanzando su mayor
desarrollo en del Cretáceo.
Terciario
En los albores del Terciario se inició el
retiro del mar cretáceo que culminó en el Paleoceno en la mayor parte de la
Cordillera Oriental, con excepción de algunas zonas como el Borde Llanero que
continuó con sedimentación marina hasta el Mioceno[5]
De otra parte la inestabilidad tectónica de la
cordillera, previa al levantamiento andino, ocasionó hiatos y frecuentes
discordancias en el Terciario.
Cuaternario
Las acumulaciones cuaternarias más importantes de la Cordillera Oriental
se encuentran en la Sabana de Bogotá. Se trata de arcillas, arenas y gravas de
la parte superior de la Formación Tilatá de ambiente fluvial y arcillas y
arenas con niveles de materia orgánica, de la Formación de la Sabana de
ambiente lagunas; la edad está comprendida entre el Pleistoceno y el Holoceno.
En otras regiones de la cordillera existen, principalmente, abanicos aluviales,
coluviales y aluviones recientes.
Cordillera
Central
El núcleo
de la cordillera está constituido por neises, anfibolitas, metasedimentitas y
metavulcanitas de un complejo polimetamórfico que incluye eventos metamórficos
de edad precámbrica, paleozoica y mesozoica, intruido por batolitos y plutones
mesozoicos. En el borde occidental afloran rocas básicas y ultrabásicas, secuencias
cretáceas de toleitas con intercalaciones sedimentarias, que tienen una
relación genética y estructural con las rocas de la Cordillera Occidental, y
con rocas metamórficas de presión media a alta considerada de la misma edad.
La
Cordillera Central está limitada tectónicamente en su borde occidental por el
sistema de fallas Romeral y en el oriental por fallas transcurrentes hacia el
norte y por fallas inversas de ángulo alto en el sur. Las estructuras, en
general, tienen dirección norte-sur y en el sector septentrional existen
algunas fracturas transversales de rumbo noroeste-sureste relacionadas con las
fallas transcurrentes del flanco oriental.
1.
Precámbrico
En la
Cordillera Central, el precámbrico aflora en áreas dispersas, especialmente en
el sector septentrional y central y representa la prolongación occidental del
área cratónica correspondiente al Escudo de la Guayana, aunque algunos bloques
podrían ser alóctonos con respecto a la posición del Escudo.
2. Paleozoico
El núcleo de la Cordillera
Central está constituido por metamorfitas de bajo a medio grado facies esquisto
verde a anfibolita, en las cuales hay evidencias radiométricas de haber estado
sometidas a más de un evento metamórfico, uno de los cuales sería del
Paleozoico inferior y otro del Paleozoico superior.
En la parte norte está
constituido por los Grupos Valdivia, Ayurá-Montebello y un conjunto de rocas
metamórficas descritas por Feininger Cajamarca [6] y en la parte sur los Grupos Cajamarca, Bugalagrande
y los Complejor de Rosario y Bolo Azul [7].
Cerca de Ibagué se
encuentra una serie de sedimentos del Devónico medio-superior, que parece
corresponder a una secuencia marina costera, cuya ausencia de metamorfismo ha
sido uno de los argumentos para atribuir la edad del metamorfismo del Grupo
Cajamarca como del Ordovícivo-Devónivo inferior, evento caledoniano.
3. Triásico-Jurásico
En el borde oriental
existen algunas secuencias marinas litorales con intercalaciones de rocas
volcánicas de probable edad jurásica. En la parte axial se presenta el único
remanente de la sedimentación marina del Jurásico situada al occidente del
Valle del río Magdalena.
Las formaciones
triásico-jurásico localizadas en el borde oriental se tratan con las secuencias
del Valle Superior del Magdalena.
4. Cretáceo
En la Cordillera
Central afloran formaciones cretáceas relativamente poco espesas en comparación
con las secuencias de esta edad en la Cordillera Oriental posiblemente debido a
su complejidad tectónica y al carácter monótomo de sus componentes litológicos,
turbiditas, dunitas y rocas volcánicas en particular; la mayoría de estas
formaciones tiene una relación directa, en tiempo y espacio, con actividad
volcánica pero se dispone de poca información sobre su cronología,
especialmente en los litotipos volvánicos y por ello se describen por unidades
litológicas. En el sector septentrional fueron definidas las formaciones Abejorral,
La Soledad y San Pablo[8], Quebradagrande 19 y las secuencias se San
Luis, Amalfi y Berlín 17 y las del norte se Segovia (Oquendo et al,
1969). Hacia el sur, sobre el flanco occidental de la cordillera, McCourt
denominó como Formación Amaime a la continuación lateral del Miembro Volcánico
de la porción inferior de la formación de Quebradagrande 19.
4.1. Secuencias
sedimentarias
Durante el jurásico
medio-Cretáceo temprano no se produjeron fases tectónicas fuertes permaneciendo
intacta la margen continental, lo cual permitió la relajación de los esfuerzos
del ciclo triásico- Jurásico; como consecuencia la Cordillera Central sufrió
una subsidencia, acompañada por transgresión y se dio lugar a la sedimentación
marina desde el Jurásico medio hasta el Albiano. Las secuencias sedimentarias
de La Soledad, Amalfi, Abejorral y Berlín están constituidas por sedimentos
areno-arcillosos con conglomerados de cuarzo oligomíticos basales, depositados
en discordancia angular sobre metamorfitas; los macrofósiles hallados son del
Cretáceo temprano. La Formación San Pablo descansa sobre basaltos toleíticos de
la asociación máfica-ultrmáfica del Nechí y está constituida por sedimentitas
turbidíticas y ha sido asignada al Cretáceo temprano 22. Al norte de
Segovia se encuentra una secuencia volcánica de composición intermedia, con
intercalaciones de sedimentitas coarboneas con macrofósiles del Cretáceo
temprano, arenitas, conglomerados y algunos bancos de caliza y chert.
4.2. Secuencias
volcánicas
Rocas volcánicas
básicas toleíticas afloran a lo largo del flanco occidental de la Cordillera
Central, como una faja larga y estrecha limitada por fallas de rumbo del
sistema Romeral y constituyen las denominadas en el norte Formación
Quebradagrande, miembro volcánico (Botero, 1963; González, 1980) y al sur por Formación
Amaime 21. El límite oriental de esta faja corresponde a la falla
principal del sistema de fallas del Romeral que en algunos sitios, a su vez,
marca al límite occidental de los esquistos paleozoicos.
4.3. Rocas
máficas-ultramáficas
Estas rocas forman un
cinturón bien definido que sigue la zona tectónica de Romeral; al sur hacen
parte o limitan el complejo tectónico-litológico de la depresión del Cauca-Patía
y al norte, las fallas del sistema Romeral con las rocas ultramáficas-máficas
relacionadas, constituyen en contacto entre secuencias eugeosinclinales
pre-mesozoicas y mesozoicas 18.
La asociación de rocas
ultramáficas-máficas-dioritas y basaltos espilíticos con delgadas
intercalaciones 4.4. Rocas metamórficas
A lo largo y al este
de la zona de falla de Romeral, en el flanco occidental de la Cordillera
Central, se insinúa un cinturón metamórfico en el cual el tipo bárico varía
desde media presión al norte, en el grupo Arquía [9]y Esquistos Anfibólicos del río Cauca 19,
hasta alta presión en el sur (Orrego et al, 1980) con zonas intermedias como en
Pijao donde a la vez existen esquistos de glaucofana, y anfibolitas
granatíferas semejantes a las del Grupo Arquía, con edades radiométricas del
Cretáceo temprano 10.
5. Vulcanismo
Terciario-Cuaternario
El vulcanismo moderno
se ha desarrollado en las cordilleras Central y Occidental así como en las
depresiones interandinas Cauca-Patía y Magdalena, extendiéndose desde la fornte
con el Ecuador hasta los 5°N de latitud; algunos volcanes como el Ruiz, Puracé
y Doña Juana han tenido fuertes erupciones durante los últimos 100 años.
Los aparatos
volcánicos están construidos sobre sistemas de fallas importantes en la
constitución de la cadena andina, como lo son los del Cauca (Azufral-Chiles),
de Romeral (Complejos volcánicos de Galeras, Doña Juana, Sotará-Cerro Negro y
Puracé-Coconucos), de Suaza (Volcán Sibundoy) y de Palestina (Complejo
Ruiz-Tolima), como respuesta a un marco geotectónico de margen continental
activa debido a la convergencia de las placas de Nazca y Suramérica. Los
productos del vulcanismo reciente son piroclastos y lavas de composición entre
andesitas basálticas y dacitas, con dominio andesítico de series
calco-alcalinas. Asociados a la actividad volcánica plio-cuaternaria se
presentan depósitos constituidos pos aglomerados y tobas, y por abundante
material glacio-volcánico transportado por flujos de lodo o fluvialmente, que
forman extensas secuencias en los flancos de la cordillera y en los valles de
los ríos Patía, Cauca y Magdalena. Una cubierta de material piroclástico fino
cubre, localmente y a intervalos, las distintas rocas de la cordillera.
El vulcanismo
cenozoico en Colombia se puede dividir en dos etapas; una primera que se inicia
en el Mioceno y se prolonga hasta el Plioceno inferior y una segunda que se
inicia en el Plioceno superior y continua hasta hoy, representada por la fase
eruptiva del volcán Nevado del Ruiz iniciada en diciembre de 1984.
6. Plutonismo
mesozoico-cenozoico
Rocas plutónicas y subvolcánicas
de composición intermedia, cubren un 40% de la Cordillera Central y ocurren
formando batolitos, cúpulas, stocks y cuerpos menores; son de edad
principalmente mesozoica más situadas al oriente de la zona de falla de Romeral
y terciarias las localizadas al occidente. Los intrusivos son post- tectónico,
alargado en sentido norte-sur, paralelamente a las estructuras regionales, de
contactos discordantes y con aureolas de contacto bien delimitadas,
especialmente en los plutones mesozoicos.
6.1. Triásico-Jurásico
Los stocks triásicos
son pequeños y están localizados en una faja angosta en la parte noroccidental
de la cordillera; la composición varía de cuarzomonzonita a granodiorita con
textura hipidiomórfica grueso angular. La orientación general de esta faja es
noroccidental y coincide con la del sistema de fallas de Romeral pero no parece
existir un control estructural para su emplazamiento. La edad varía entre 221
m.a. para el de Amagá y 232 m.a. para el de El Buey 10.
Al sur del Macizo
colombiano se encuentra el Complejo ígneo de Mocoa [10]compuesto por tobas, brechas volcánicas y lavas de
composición ácida a intermedia correlacionables con la formación Saldaña, por
granodioritas y cuarzomonzonitas de Batolito de Mocoa y por pórfidos de
composición variable y brechas hidrotermales que intruyen las litologías
anteriores. Parece existir una relación comagmática entre las secuencias
volcánicas e intrusivas con una fase de alteración-mineralización generalmente
relacionada con los pórfidos dacítivos. Las edades obtenidas, 170-183 m.a. para
las rocas volcánicas mineralizadas y alteradas hidrotermalmente 25 y
de 198 m.a. para el Batiolito de Mocoa, son correlacionables con las obtenidas
para otros intrusivos en el borde oriental de la Cordillera Central y con las
de intrusivos del Macizo de Santander en la Cordillera Oriental, correspondientes
a la orogenia Andina.
6.2. Cretáceo
Rocas plutónicas del
Cretáceo se encuentran el norte de la latitud 5°N y de acuerdo con las edades
obtenidas se pueden considerar dos ciclos magmáticos: uno de finales de
Cretáceo inferior, al cual pertenecen los batolitos se Sabanalarga y Buga, la
Diorita de Pueblito y el Stock de Mariquita y el Complejo Ígneo de Samaná sobre
el flanco oriental axialmente en la cordillera. Todos son cuerpos granitoides
de formas batolíticas o stocks y de características post-cinemáticas. El stock
granodiorítico de Mariquita y el Complejo de Samaná están localizados en el
sector central de la cordillera y tienen edades de 113±4 m.a. y 119±10 m.a.
respectivamente (Barrero y Vesga, 1976).
Cordillera Occidental
La Cordillera
Occidental de Colombia está constituida principalmente por rocas mesozoicas de
afinidad oceánica pertenecientes en el sur a los denominados Grupo Dagua,
metasedimentario de bajo grado, y al Grupo Diabásico (Formación volcánica)
predominantemente volcánico básico. Estos dos grupos parecen estar
interdigitados y son correlacionables hacia la parte norte de la cordillera,
con rocas de las formaciones Barroso y Penderisco del Grupo Cañasgordas
(Restrepo et al, 1979), cuya edad es del cretáceo tardío. La formación Barroso consiste
en basaltos y diabasas, principalmente; la Formación Penderisco comprende rocas
sedimentarias.
Secuencias
volcánicas
La formación volcánica
consiste esencialmente en lavas basálticas, diques diabásicos y en menor
proporción brechas volcánicas y lentes delgados de rocas sedimentarias. Los
basaltos normalmente varían, de rocas macizas a diaclasadas y frecuentemente
han desarrollado lavas almohadilladas y la parte superior de algunos flujos,
puede consistir en brechas almohadilladas y hialoclastica, ocasionalmente
cubiertas por chert y toba (Barrero, 1979). Las almohadillas pueden alcanzar 50
cm de diámetro y contener amígdulas rellenas de minerales secundarios. Los
basaltos pueden ser vítreos o cristalinos.
Los horizontes
sedimentarios de la formación volcánica, consisten en areniscas finamente
intercaladas con lodolitas y limolitas, pizarras, filitas y chert; algunas
bandas de caliza contienen lutitas carbonáceas. Estas rocas presentan un
metamorfismo de muy bajo grado, posiblemente de enterramiento, en facies
ceolita, prehnita-pumpellita y esquistos verdes.
En el sector
septentrional de la cordillera y al oeste del sistema de fallas del Cauca, se
ha definido la formación Barroso como parte basal del Gruo Cañasgordas,
constituida por un complejo volcánico lávico y pirocástico, localmente con
sedimentitas intercaladas. Este complejo está compuesto por diabasas, basaltos
y en menor proporción espilitas, con intercalaciones de lavas almohadilladas,
tobas, brechas y aglomerados. Entre las rocas sedimentarias intercaladas
predominan el chert, limolitas y arcillolitas. Cerca de Biritucá y a Peque, en
los sedimentos, se encontró una fauna bentónica del Aptiano-Albiano.
En el flanco
occidental y paralelamente al contacto del Batolito de Mandé, se encuentra una
secuencia volcanoclástica con algunos flujos basálticos onlivínicos cuya edad
es, probablemente, del cretáceo tardío y anterior a la intrusión del Batolito
de Mandé.
Secuencias
sedimentarias
La formación Cisneros
comprende una serie de rocas metamórficas de bajo grado, expuesta cerca a la
población de Cisneros y que se extienden algunos kilómetros al norte y sur de
esta zona. La posición estratigráfica de estas rocas no está claramente
establecida, debido al intenso fallamiento pero se cree que, por las relaciones
de clivaje y estratificación, las capas más jóvenes están hacia el este. La
formación Cisneros, muestra horizontes marcadores de pizarras de color rojo y
verde. El espesor es difícil de estimar por los plegamientos y fallamientos que
afectan pero, sin embargo, se puede llegar a 2000 m.
Litológicamente
consiste en pizarras, filitas, areniscas, metacalizas y chert, de colores gris
pálido a negro y verde pálido a gris. Las pizarras más oscuras normalmente son
piríticas y carbonáceas. Aunque la mayoría de estas rocas posiblemente tiene
origen sedimentario, algunas pizarras cloríticas se cree que representan
cenizas volcánicas.
Valles
interandinos
Las
depresiones interandinas del Cuca-Patía y Magdalena, que se desarrollaron en el
Cenozoico la primera y el mesozoico la segunda, se originaron con el levantamiento
de las cordilleras a lo largo de fallas inversas. Las acumulaciones
sedimentarias, en estas fosas, superan los 5000 ml
El valle del Magdalena
separa las cordilleras Oriental y Central, mientras que le depresión del
Cauca-Patía limita las cordilleras central y occidental.
Valles medio y
superior del río Magdalena
El registro estratigráfico en el valle del Magdalena
se inicia en el Paleozoico superior y se extiende, con algunos hiatos, hasta el
Recuente. Rocas precratáceas afloran únicamente en el valle superior, cuencas
Giradot y Neiva. La sedimentación del cretáceo, terciario y cuaternario no
permite la exposición de rocas más antiguas en la porción norte del valle
superior, conocida como cuenda de Honda, ni en el valle medio del rio.
Depresión del Magdalena, Valle interandino ubicado entre las cordilleras oriental y central. Fuente: http://www.rupestreweb.info/anolaima.html
Modelo de elevación digital de la región andina de Colombia; se observan tres cordilleras y los valles del Río Cauca y Magdalena (Tomado y modificado de Miranda y Peñuela 2001). Fuente: Colciencias, 2005. Los sedimentos del río Magdalena: reflejo de la crisis ambiental
Triásico-jurásico
La más antigua, ahora llamada formación Luisa está
constituida por capas rojas de ambienta continental y aflora en sectores muy
limitados del borde occidental del valle superior. La única intermedia
representa una sedimentación marina de rocas calcáreas con fósiles del Triásico
superior y corresponde a la Formación Payandé; sus afloramientos se encuentran
en el sector occidental de las cuencas de Girardot y Neiva.
La unidad superior, denominada Formación Saldaña[11], es la más potente y aflora en ambos flancos de las
cuencas de Girardot y Neiva. Es una secuencia de flujos lávicos y tobas ácidas
a básicas con intercalaciones, de espesor variable, de areniscas, arcillolitas,
limolitas y ocasionalmente caliza, con posible edad jurásica, no decartándose
totalmente la presencia de rocas del Triásico. La secuencia es intruida por
plutonitas granítica y pórfidos andesíticos.
Cretáceo
Rocas sedimentarias marinas del cretáceo afloran en
todo el valle superior, en el flanco oriental y en los extremos norte y sur del
Valle Medio del Magdalena. Estos sedimentos descansan, con aparente
concordancia, sobre conglomerados, areniscas y arcillolitas de la unidad
conocida como Formación Yavi 13 en las cuencas de Girardot y Neiva.
La sedimentación cretácea, claramente reconocida, se
inició en el cretáceo inferior, en el valle medio y en el Aptiano-Albiano en el
valle superior.
Terciario
La sedimentación terciaria de la parte media y
superior del valle del Magdalena es de tipo continental. Conglomerados en
bancos muy potentes en las que cuencas de Girardot y Neiva, areniscas y arcillolitas,
constituyen unidades estratigráficas expuestas; su edad, con ciertas
interrupciones, varía entre el Paleoceno y Plioceno.
Esquema de evolución geológica del Magdalena desde el Mesozóico(250 m.a) hasta el presente (basado en los trabajos de Irving, 1971, Thouret, 1981, Fabre, 1983, Etayo, 1985, Mojica y Franco, 1920, Cooper et al., 1995, Guerrero et al. 1997, Mojica 1999). Fuente: Colciencias, 2005. Los sedimentos del río Magdalena: reflejo de la crisis ambiental
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