sábado, 30 de marzo de 2013

Geología de los Andes colombianos

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 




[1] TRUMPY,D., 1943.-Pre-Cretaceous of Colombia. Geol. Soc. Amer. Bull., 54:1281-1304

[2] RESTREPO, J. et al, 1981.- Algunas consideraciones sobre la Geología de la parte septentrional de la Cordillera Occidental. Univ.Nal., Bol. Ciencias de la Tierra, No. 5-6: 85-107. Medellín
[3] FORERO, A., 1970.- Estratigrafía del Precretácico en el flanco occidental de la Serranía de Perijá. Geol. Col. 7:7-78

[4] MOJICA, J. y MACIA, C. 1983. Breve síntesis sobre el estado actual del conocimiento del Jurásico en Colombia. Manuscrito presentado a la IV Reunión del IGCO, durante la 10ª. Conferencia deolóica del Caribe, 24p. Cartagena
[5] ULLOA, C. y RODRÍGUEZ, E., 1981.- Geología del cuadrángulo K-13 (Tauramena). Bol. Geol. Ingeominas 24 (2): 1: 48. Bogotá
[6] NELSON, H., 1957.- Contribution to the Geology of the central and Western Cordillera of Colombia in the sector between Ibagué and Cali. Leidse Geol. Medel. Del 22:1-76
[7] McCourt, W., 1984.- the Geology of the central Cordillera in the Departament of Valle del Cauca, Quindío and NW Tolima. Brit. Geol. Surv. Rep., Series 84.:8-49

[8] HALL, R. et al., 1972.-Geología de parte de los departamentos de Antioquia y Caldas (Subzona IIA). Bol. Geol. Ingeominas, 20(1): 85. Bogotá
[9] RESTREPO, J y TOUSSAINT, J., 1974. Obducción cretácea en el Occidente Colombiano. Anales Fac.Minas 58:73-105. Medellín

[10] JARAMILLO, L.E. et al, 1980. Edades K/Ar en rocas con alteración hidrotermal asociados al sistema de pórfido de cobre y molibdeno y Mocoa, Indendencia del Putumayo, Colombia. Geología Norandina, 1:11-18

[11] CEDIEL, F. et al, 1980.-Definición estratigráfica del Triásico en Colombia. Suramérica. Formaciones Luisa, Payandé y Saldaña. Newsletters on Satratigraphy, 9(2):73-104





2 comentarios:

  1. Ing. Andrés Lamprea, muy interesante su investigación. Altamente agradecido por su gran esfuerzo y nobleza de colocar a disposición la investigación, organizada de forma tan amena.

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  2. Cuales son las rocas mas comunes de los Andes? la pizarra?

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