Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
TOMO 1
Geología
IGAC INSTITUTO GEOGRÁFICO AGUSTÍN CODAZZI
Instituto Colombiano de Geología y Minería INGEOMINAS República de Colombia
ALVARO URIBE VÉLEZ Presidente de la República
IVÁN DARÍO GÓMEZ GUZMÁN Director General
CONSEJO DIRECTIVO
ERNESTO ROJAS MORALES Presidente Consejo Directivo Director Departamento de Estadística, DANE
CAMILO OSPINA BERNAL ANDRÉS FELIPE ARIAS LEIVA Ministro de Defensa Nacional Ministro de Agricultura y Desarrollo Rural
SANDRA SUÁREZ PÉREZ SANTIAGO MONTENEGRO TRUJILLO Ministra de Ambiente, Vivienda Departamento Nacional de Planeación y Desarrollo Territorial
ALBERTO MENDOZA MORALES ALEJANDRO GAVIRIA URIBE Representante Presidente de la República Representante Presidente de la República Presidente Sociedad Geográfica de Colombia
ALVARO URIBE VÉLEZ Presidente de la República
JULIÁN VILLARRUEL TORO Director General
CONSEJO DIRECTIVO
LUIS ERNESTO MEJÍA CASTRO Ministro de Minas y Energía Presidente Consejo Directivo
SABAS PRETELT DE LA VEGA SANDRA DEL ROSARIO SUÁREZ PÉREZ Ministro del Interior y de Justicia Ministra de Ambiente, Vivienda y Desarrollo Territorial
FLORALBA PADRÓN LILIANA SOTO Delegada del Ministro del Interior y de Justicia Delegada de la Ministra de Ambiente, Vivienda y Desarrollo Territorial
GERMÁN DEL CORRAL CARLOS ALBERTO URIBE Representante del Sector Empresarial Representante del Sector Empresarial
CARLOS FERNANDO FORERO MICHEL HERMELIN Representante de las Asociaciones Representante del Sector Académico Profesionales de Geología y Minería
INVESTIGACIÓN INTEGRADA DEL ANDÉN PACÍFICO COLOMBIANO TOMO 1. GEOLOGÍA
Director General IGAC Director General INGEOMINAS Iván Darío Gómez Guzmán Julián Villarruel Toro
Convenio Interadministrativo No. 388-2001 numeración IGAC y 007-2001 numeración INGEOMINAS
Interventor IGAC: Domingo Mendivelso López Interventor INGEOMINAS: Eduardo Parra Palacio
Informe técnico y revisión general de textos y mapas:
La ejecución técnica de este tomo fue realizada por INGEOMINAS, y complementada con la información suministrada por el IGAC.
Compilación: Humberto González
Sistematización de la información Geológica: Subdirección de Información Geológico Minera INGEOMINAS
Edición, diseño y diagramación de textos: Silvia Gutierrez Rodriguez, Gloria Devia y Edwin Niño.
Diseño de carátula: IGAC.
Portada: SAR Orthomosaic stereo DEM and color portrayal produced by Vexcel Corporation; source RADARSAT- 1 data © Canadian Space Agency 1997-2000. Received by the Canada Centre For Remote Sensing. Processed and distributed by RADARSAT International Inc., a subsidiary of MDA y rocas sedimentarias del Terciario marino Formación Mallorquín (Tpm), sector de Bahía Málaga Valle del Cauca, (Mendivelso,1998)
Obra financiada por el Fondo Nacional de Regalías
Impreso en Colombia –
Investigación Integrada del Andén Pacífico Colombiano
© Instituto Geográfico Agustín Codazzi IGAC © Instituto Colombiano de Geología y Minería INGEOMINAS PRÓLOGO
La Región Pacífica, se destaca por la gran áreas carentes de información básica y cantidad y variedad de recursos naturales temática o con escaso conocimiento de sus como: diversidad de especies de flora y limitaciones y potencialidades en suelo y fauna, variedad de suelos, abundancia de subsuelo, ya sea por condiciones climáticas fuentes hídricas, alto potencial de recursos excepcionales (permanente cobertura de minerales metálicos, no metálicos, nubes para la toma de fotografías aéreas energéticos e industriales, además de e imágenes multiespectrales) o áreas con un alto potencial maderero, de turismo densa cobertura de bosques, carentes de ecológico y de recursos marinos para el vías de acceso y delicadas condiciones de desarrollo de la pesca. Su localización orden público, como es el caso de la Región estratégica con respecto al océano Pacífico Pacífica. le asegura una actividad portuaria futura de gran importancia. Todo lo anterior exige Con el fin de obtener información más el concurso del conocimiento de diferentes detallada de esta Región, a partir de estas disciplinas para lograr el desarrollo tecnologías, en el año 1992 el Instituto armónico de la Región. Geográfico Agustín Codazzi -IGAC, con la cooperación de la Empresa INTERA La localización del Andén Pacífico en la zona de Canadá, llevaron a cabo la toma de de convergencia de tres placas tectónicas: imágenes de Radar Aerotransportado en Nazca, Suramérica y Caribe, la convierten en banda X (3,2 cm de longitud de onda), una franja con alto potencial por amenazas en un área de 80.000 km², sobre la franja y riesgos causados por fenómenos naturales más occidental del país; desde el nivel del como: sismos, tsunamis, movimientos mar hasta la cota 1.000 m.s.n.m., a escalas en masa, inundaciones fluviales y 1:100.000 y 1: 50.000, en jurisdicción de marinas, subsidencia, licuación de suelos, los departamentos de Nariño, Cauca, Valle, marejadas, erosión litoral y costera; así Chocó y una parte del Urabá Antioqueño, como los efectos por el fenómeno de El más conocido como “Andén Pacífico”, Niño y el ascenso del nivel del mar por cuyo territorio está comprendido entre la calentamiento global. Basta con recordar frontera con Panamá en el extremo norte algunos eventos ocurridos en el pasado y la frontera con el Ecuador en el extremo reciente como los tsunamis de 1906 y sur, material que fue utilizado para el 1979, los sismos de Murindó y Pizarro en estudio de suelos, geomorfología, geología 1992 y 2004 y las últimas inundaciones en y amenazas y el resultado es la presente los ríos Atrato y San Juan. publicación.
Los avances técnicos y científicos logrados La información contenida en esta en teledetección satelital y con radar publicación consta de 174 planchas en aerotransportado, han propiciado la formato digital a escala 1:100.000, (58 realización de trabajos de investigación planchas de geología, 58 planchas de y facilitado los levantamientos de geomorfología y 58 planchas de suelos), información sobre recursos naturales en obtenidas de la interpretación de imágenes de radar del sistema INTERA, las cuales Estamos seguros que el volumen de van acompañadas de sus correspondientes información contenida en esta publicación memorias técnicas. Adicionalmente se servirá para la formulación de los Planes de incluyen cuatro planchas del tema de Desarrollo y contribuirá con la elaboración amenazas naturales a escala 1:500.000, y ajustes a los Planes y Esquemas de acompañadas por una memoria técnica. Ordenamiento Territorial de los municipios localizados dentro del área de estudio, lo Esta publicación fue posible gracias a la que redundará positivamente en un mejor financiación de INGEOMINAS, mediante aprovechamiento de los recursos naturales, el Convenio 007/2001-INGEOMINAS y la conservación de la biodiversidad de 388/2001-IGAC, con recursos provenientes especies y el mejoramiento de la calidad del Fondo Nacional de Regalías. Esta labor de vida de los habitantes, que hasta ahora interinstitucional facilitó la digitalización han sido una de las comunidades más de la cartografía temática, incluida la base olvidadas y atrasadas del país, pero que topográfica, con el aporte conjunto de por su gran potencial, puede llegar a ser información temática inédita de geología considerada como una de las de mayor y amenazas naturales suministrada por potencial económico y estratégico de INGEOMINAS y complementada con Colombia. estudios de IGAC. La información inédita de geomorfología y suelos fue aportada en su totalidad por el Instituto Geográfico Agustín Codazzi.
IVÁN DARÍO GÓMEZ GUZMÁN JULIÁN VILLARRUEL TORO Director General del IGAC Director General de INGEOMINAS CONTENIDO
INTRODUCCIÓN 15
1. GENERALIDADES 17 1.2 Objetivos 18 1.3 Metodología 18 1.4 Materiales 20
2 MARCO GEOTECTÓNICO GLOBAL 21
3 ESTRATIGRAFÍA 25 3.1 CORDILLERA OCCIDENTAL NORTE 28 3.1.1 Grupo Cañasgordas 29
3.1.1.1 Formación Barroso (K1bbr) 29
3.1.1.2 Formación Penderisco (K2pnu, K2pnn) 30
3.1.2 Complejo Santa Cecilia - La Equis (K2E1csce) 32 3.1.3 Batolito de Mandé (Etm) 34
3.1.4 Pórfidos Andesíticos de Pantanos (E2padp) 35
3.1.5 Complejo Ultramáfico Zonado del Alto Condoto (N1umcn) 37
3.1.6 Ultramafitas de Mumbú (N1umm) 38
3.1.7 Granodiorita de Torrá (N1cmt) 39
3.1.8 Tonalita de Tatamá (N1tt) 40
3.1.9 Cuarzodiorita de Cerro Plateado (N1cdcp) 41
3.1.10 Monzodiorita de Farallones (N1mdfr) 42
3.1.11 Pórfidos Andesíticos No Diferenciados (N1pa) 43 3.2 CORDILLERA OCCIDENTAL SUR 44
3.2.1 Grupo Dagua (K2dg) 45
3.2.1.1 Formación Cisneros (K2cs) 47
3.2.1.2 Formacion Espinal (K2es) 48
3.2.2 Grupo Diabásico (K2db) 49 3.2.3 Rocas Plutónicas Maficas 51
3.2.3.1 Gabro de Zabaletas (K2dbgz) 51 3.2.3.2 Stock de El Palmar 51 Geología
3.2.3.3 Gabros de El 18 (K2dbgd) 52
3.2.3.4 Gabro de Villa Carmelo (K2dbgvc) 52
3.2.4 Granodiorita de Piedrancha (E1gdpa) 53
3.2.5 Formación Ampudia (K2am) 55
3.2.6 Formación Río Piedras (K2E1rp) 56
3.2.7 Ultramafitas de Guapi (K2E1umgp) 57
3.2.8 Formación Timbiquí (E1E2tm) 57
3.2.9 Cuarzodiorita de Tallambí (E3cdtll) 58
3.2.10 Pórfidos Andesíticos del Río Perlas (E3pad) 60
3.2.11 Cuerpos Intrusivos del Batolito de Anchicayá (N1dta, N1ddn, N1dsl, N1drp,
N1dan, N1dcc, N1dacl) 61
3.2.12 Rocas asociadas al Stock de Pance (N1ghp) (N1dp) (N1pdp) (N1tp) 61
3.2.12.3 Tonalita (N1tp): 62
3.2.12.4 Pórfido Diorítico (N1pdp): 62
3.2.13 Diorita – Tonalita (N1dt) 63
3.2.17 Dacita Porfídica (N1da) 63 3.3 SERRANÍA DEL BAUDÓ 63
3.3.1 Basaltos del Baudó (K2bbd) 64 3.3.2 Rocas Volcánicas de Jánano y Jananito (Nvj) 67 3.4 CUENCA DE URABÁ 68
3.4.1 Formación Floresanto (N1flacl, 1N fla) 69
3.4.2 Formación Pajuil (N1pj) 70
3.4.3 Formación Corpa (N2crmp, N2cram) 71 3.5 CUENCA DEL ATRATO 73
3.5.1 Formación Clavo (E2cl) 74
3.5.2 Formación Salaquí (E2sl) 74
3.5.3 Formación Uva (E3N1uv) 76
3.5.4 Formación Napipí (N1np) 77
3.5.5 Formacion Sierra (N1sr) 78
3.5.6 Formación Quibdó (N2qb) 80 3.6 CUENCA DEL SAN JUAN 81
3.6.1 Formación Tadó (E2td) 82
3.6.2 Formación Istmina (E3N1is) 82
3.6.3 Formación Conglomerados de la Mojarra (N1cmj) 83
3.6.4 Formación Condoto (N1cn) 84 3.7 CUENCA DE TUMACO 85 3.7.1 Grupo Pacífico (ENgp) 86
3.7.2 Formación Naya (N1ny) 86
3.7.3 Formación Guapi (N2g) 87 3.8 CUENCA DEL CAUCA 88
3.8.1 Formación Chimborazo (E1E2ch) 88
3.8.2 Formación Guachinte (E2E3gc) 89
3.8.3 Formación Ferreira (E3fr) 90
3.8.4 Formación Jamundí (N2Q1jm) 91 3.9 PLIOCENO Y CUATERNARIO 91 3.9.1 FORMACIONES Y DEPÓSITOS VOLCÁNICOS DEL PLIOCÉNO 92 3.9.1.1 Formaciones Sedimentarias 92 3.9.1.2 Depósitos Volcánicos 96 3.9.2 DEPÓSITOS FLUVIO VOLCÁNICOS DEL PLIOCENO Y PLEISTOCENO 97
10 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
3.9.3 DEPÓSITOS VOLCÁNICOS DEL PLEISTOCENO. 99
3.9.3.1 Depósitos Ignimbríticos (Q1ig) 99
3.9.3.2 Edificios volcánicos Parcialmente Denudados (Q1av) 100
3.9.3.3 Lavas Andesíticas del Volcán Cerro Negro de Mayasquer (Q1acnm) 102
3.9.3.4 Lavas Andesíticas del Volcán Chiles (Q1ach) 104
3.9.3.5 Lavas Andesíticas del Cumbal Moderno (Q1acm) 105
3.9.3.6 Depósitos de Cenizas de Rumichaca (Q1dcr) 107
3.9.3.7 Lavas Recientes del Volcán Azufral (Q1la) 108
3.9.3.8 Depósitos Torrenciales (Q1tt) 108
3.9.3.9 Domos de Colimba (Q1dc) 109 3.9.4 DEPÓSITOS CONTINENTALES RECIENTES 110
3.9.4.1 Depósitos Glaciares (Q2dg) 110
3.9.4.2 Domos del volcán Azufral (Q2da) 110
3.9.4.3 Depósitos Piroclásticos (Q2dp) 111
3.9.4.4 Depósitos de Vertiente (Q2v) 112
3.9.4.5 Terrazas Aluviales (Q2t), Consolidadas (Q2tc) y Auríferas (Q2tau). 112
3.9.4.6 Conos Aluviales (Q2ca) 114
3.9.4.7 Depósitos Fluvio-Torrenciales (Q2fto) 114
3.9.4.8 Depósitos Fluvio – Lacustres (Q2fl) 114
3.9.4.9 Depósitos Lacustres (Q2l) 115
3.9.4.10 Depósitos aluviales (Q2al) 115 3.9.5 DEPÓSITOS MARINOS Y TRANSICIONALES 115 3.9.5.1 Depósitos de Playa (Qp) 115
3.9.5.2 Intermareales (Q2m) 116
3.9.5.3 Islas Barrera (Q2ib) 116
3.9.5.4 Deltas de Marea (Q2dm) 116
3.9.5.5 Cordones Litorales (Q2cl) 117
3.9.5.6 Llanuras Intermareales (Q2mim) 117
4. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL 119 4.2 PLEGAMIENTO 121 4.2.1 Anticlinal de Opogodó 123 4.2.2 Anticlinal de Las Cruces 123 4.2.3 Anticlinal de Buchadó 123 4.2.4 Anticlinal del Baudó 123 4.2.5 Anticlinal El Salado 123 4.2.6 Anticlinal Calahora 123 4.2.7 Anticlinal de Bellaluz 123 4.2.8 Anticlinal Quebrada Aguacaliente 124 4.2.9 Anticlinal de Ibordó 124 4.2.10 Anticlinal Urudó 124 4.2.11 Anticlinal Berreberre 124 4.2.12 Anticlinal de Las Mojarras 124 4.2.13 Anticlinal de Beriguadó 124 4.2.14 Anticlinal de Mísara 124 4.2.15 Sinclinal de Tulipa 125 4.2.16 Sinclinal de Chigorodó 125 4.2.17 Sinclinal de Buchadó 125
11 Geología
4.2.18 Sinclinal del Atrato 125 4.2.19 Sinclinal de Ogodó 125 4.2.20 Sinclinal de Bellaluz 125 4.2.21 Sinclinal Pavarandó 125 4.2.22 Sinclinal de Río Baudó 126 4.2.23 Sinclinal Capiró 126 4.3 FALLAMIENTO 126 4.3.1 Falla Uramita 127 4.3.2 Falla Mata De Plátano 128 4.3.3 Falla de los Saltos 128 4.3.4 Falla Murindó 129 4.3.5 Falla Limón 129 4.3.6 Falla Utría 129 4.3.7 Falla Nauca 131 4.3.8 Falla Tebada 132 4.3.9 Falla Río Beté 132 4.3.10 Falla Quebrada Santa Bárbara 132 4.3.11 Falla La Herradura 132 4.3.12 Falla de Encarnación 132 4.3.13 Falla la Mansa 133 4.3.14 Falla Atratico 133 4.3.15 Falla San Juan 133 4.3.16 Falla Aguasal 134 4.3.17 Falla Las Mojarras 134 4.3.18 Falla Río Blanco 134 4.3.19 Falla del Río Pepé 134 4.3.20 Falla Garrapatas 134 4.3.21 Falla Cisneros 135 4.3.22 Falla Naranjo 135 4.3.23 Falla Río Bravo 135 4.3.24 Falla Dagua - Calima 135 4.3.25 Falla Bellavista 135 4.3.26 Falla Junín - Sambiambí 135 4.3.27 Falla del Río Vargas 136 4.3.28 Sistema de Fallas Cauca – Patía 136 4.3.28.1 Falla Cuercuel 136 4.3.28.2 Fallas de los ríos Güiza y Vegas. 136 4.3.29 Falla San Felipe 137 4.4 LINEAMIENTOS FOTOGEOLÓGICOS 137 4.5 ESTRUCTURAS DÓMICAS 139
5. RECURSOS MINERALES 141
6. GEOLOGÍA HISTÓRICA 149
BIBLIGRAFÍA 155
12 LISTA DE FIGURAS
Figura 1. Localización geográfica del Andén Pacífico 15 Figura 2. Mapa índice de planchas 1:100.000 y localización de Imágenes de Radar Intera, según planchas IGAC. 17 Figura 3. Marco geotectónico de Colombia (Tomado de INGEOMINAS, 1997) 20 Figura 4. Delimitación de bloques estructurales y cuencas considerados para la descripción de las diferentes unidades – roca en el Andén Pacífico. 25 Figura 5. Correlación cronoestratigráfica de las unidades – roca en los bloques estructurales y cuencas del Andén Pacífico. 26 Figura 6. Miembro Urrao. Limolitas plegadas, carretera Pueblo Rico – Villa Claret. 29 Figura 7. Afloramiento de chert, carretera al Diamante (Miembro Nutibara) 30 Figura 8. Fenocristales de plagioclasa y hornblenda en matriz microcristalina. 34 Figura 9. Vista del Complejo Ultramáfico Zonado del Alto Condoto desde el río Mondó. 35 Figura 10. Afloramiento de unos 70 m de altura, contacto entre la Tonalita de Tatamá y el Miembro Urrao. Cero Tatamá, cabeceras del río Negro. 38 Figura 11. Pizarras de la Formación Cisneros. Río Garrapatas 46 Figura 12. Rocas sedimentarias del Baudó en Playa Brava, Cabo Corrientes (plancha 183 Coquí) 63 Figura 13. Basaltos con estructura de lavas almohadilladas, Cabo Corrientes (plancha 183 Coquí) 63 Figura 14. Tómbolos compuestos por los Basaltos del Baudó, Cabo Corrientes (plancha 183 Coquí). 64 Figura 15. Vista panorámica desde el mar, al cerro Janano y Jananito (plancha 183 Coquí). 66 Figura 16. Capas arenosas de geometría lenticular y estratificación cruzada en la Unidad Morrocoy – El Pantano en la cuchilla El Limón (plancha 60 Canalete). 70 Figura 17. Estratificación granodecreciente de la Unidad Arenas Monas, observada en la quebrada La Arenosa (plancha 60 Canalete). 71 Figura 18. Pliegues tumbados en biomicritas de la Formación Uva que infrayace a las rocas micríticas, río Chorí (Punta Jurubidá, plancha 163 Tribugá). 75 Figura 19. Conglomerados de la Formación Raposo. Ríos Garrapatas y Cucurrupí. 92 Figura 20. Capas horizontales de areniscas y lodolitas de la Formación Mayorquín. Carretera a la Base Naval de Bahía Málaga (plancha 259 Malaguita). 94 Figura 21. Estructura columnar en las ignimbritas del río Guabo, cerca a la desembocadura del río Verde. 98 Figura 22. Vista Panorámica del cerro Canguil. 99 Figura 23. Lavas occidentales del Cerro Colorado 99 Figura 24. Volcán Cerro Negro de Mayasquer, vista hacia el sur. 101 Figura 25. Flujos piroclásticos tardíos del volcán Cero Negro de Mayasquer 102 Figura 26. Volcán Chiles, vista del cráter colapsado.En primer plano, pequeña morrena. 103 Figura 27. Volcán Cumbal Moderno, cráter Punta Vieja a la derecha. 104 Figura 28. Depósito de cenizas de Rumichaca. Carretera Ipiales – Pupiales. 105 Figura 29. Domos de Colimba. Vista panoráminca desde la carretera Túquerres – Ipiales 107 Figura 30. Domos del Volcán Azufral. Laguna Verde y Laguna Negra. 109 Figura 31. Terraza aluvial del río Pavasa. Comunidad La Samaria. 111 Figura 32. Terraza aurífera. Municipio de Tadó 111 Figura 33. Depósito Intermareal. Municipio de Nuquí, Ensenada de Tribugá, plancha 163 Tribugá. 115 Figura 34. Pliegues en el lado occidental de la Cuenca del Atrato 120 Figura 35. Textura de flujo con formación de Budines. Falla Utría. 128 Figura 36. Enjambre de venas en basaltos afectados por la Falla Utría. 129 Figura 37. Diagrama rosa de lineamientos en la subcuenca del río San Juan. 136 Figura 38. Estructura dómica de El Cerrito, ubicada al oeste de San Antero. 137 Figura 39. Volcán de lodo activo de Puerto Escondido. 138 Figura 40. Emanaciones de gas y burbujas, en el Volcán de Lodo de Puerto Escondido. 138
LISTA DE TABLAS
Tabla 1. Mapas departamentales publicados en el área del Andén Pacífico. 27 Tabla 2. Nomenclatura propuesta para las rocas volcánicas y sedimentarias Cretácicas en la parte sur de la cordillera Occidental 46 INTRODUCCIÓN
En el presente informe se consigna la naturales y se convertirá en el punto de información geológica obtenida del estudio partida en las subsiguientes fases de efectuado en el Andén Pacífico, mediante exploración y explotación de los recursos la interpretación de imágenes de radar minerales no aprovechados hasta ahora; y aerotransportado, apoyado con un intensivo que en el futuro próximo beneficiarán a las trabajo de campo complementario en comunidades de esta apartada región del algunas planchas y en otras con verificación territorio colombiano. de campo de la fotointerpretación y la compilación de información geológica básica El documento se inicia con unas existente, producida por entidades oficiales consideraciones sobre la tectónica global y y privadas, con el propósito de mejorar el sus implicaciones para la región, ya que el conocimiento geológico de la región, en área, se encuentra ubicada sobre la zona particular, en los aspectos litoestratigráficos de influencia del Cinturón de Fuego del y estructurales de la Región Pacífica, con el Pacífico y próxima a la confluencia de cuatro propósito de apoyar tareas de diagnóstico y placas tectónicas activas que convergen aprovechamiento de los recursos naturales en esta parte del continente suramericano. o contribuir en las tareas de planificación Posteriormente, se hace un recuento sobre del desarrollo regional y la protección del el marco tectónico regional y se efectúa la medio ambiente. descripción de las principales unidades y secuencias litoestratigráficas aflorantes y El área del proyecto comprende los los depósitos cuaternarios. Se analiza en terrenos localizados en una franja alargada forma breve la información para cada uno que limita al norte con Panamá y al sur de los bloques localizados sobre el extremo con el Ecuador, desde la línea de costa, occidental de la Cordillera Occidental de la hasta el flanco oeste de la cordillera Región Pacífica, en los departamentos de Occidental, sobre la cota 1.000 m.s.n.m. Nariño, Cauca, Valle del Cauca, Chocó y una Esta información serviría como objetivo parte del Urabá antioqueño, intentando una inicial al mejoramiento de la cartografía correlación entre las diferentes unidades. geológica regional a escala 1:100.000 de esta región del país, pero posteriormente En el capítulo de geología estructural se se amplió para cubrir planchas completas presenta una descripción de los principales a escala 1:100.000 del IGAC. La geología rasgos estructurales como: pliegues sirvió de apoyo a los levantamientos y fallas que afectan a las secuencias de geomorfología, suelos y amenazas litoestratigráficas cretácicas y cenozoicas. Geología
Esta descripción está basada en la geológica obtenida en 58 planchas a interpretación de las imágenes de radar, escala 1:100.000, según la distribución de apoyada en las descripciones realizadas las planchas topográficas base del IGAC durante los trabajos de campo y los cada una con su respectiva leyenda y datos obtenidos de los mapas geológicos convenciones. publicados. Se mantiene en lo posible el uso de los nombres dados a las formaciones Finalmente, se anexa una leyenda que aparecen descritas en las leyendas y unificada y correlacionada columnas litoestratigráficas de los mapas cronolitoestratigráficamente para los existentes publicados por INGEOMINAS. bloques del Andén Pacífico estableciendo Esta información fue complementada una correlación cronoestratigráfica entre con datos provenientes de otras fuentes, las diferentes unidades litoestratigráficas como las empresas petroleras, entre que los conforman de acuerdo con la ellas: ECOPETROL, Texaco y trabajos información disponible y las interpretaciones adelantados por la Universidad Nacional de hechas por diferentes autores, basada Medellín y Bogotá, así como de estudios y en las características fotogeológicas observaciones de investigadores nacionales y apoyada en las descripciones de las y extranjeros y de la información de leyendas individuales, correspondientes a campo colectada durante la verificación cada una de las planchas que forman parte de la interpretación elaborada sobre las del Andén Pacífico. Esta corresponde a una imágenes del radar STAR - 1 de INTERA, primera aproximación, que se obtiene de utilizadas durante el desarrollo de este la geología regional del Andén Pacífico, proyecto. en una cobertura homogénea a escala 1:100.000, sustancialmente mejorada, tanto en las delimitaciones de las unidades Se adjunta la lista de trabajos y referencias litológicas y depósitos cuaternarios, como bibliográficas citadas, como apoyo a las de los rasgos estructurales; también se descripciones e interpretaciones realizadas. anexa el índice de participación para cada Finalmente, se presenta la cartografía plancha.
16 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
1. GENERALIDADES
El Andén Pacífico está constituido por 58 1.1 Localización planchas geológicas a escala 1:100.000 ubicadas a lo largo de los departamentos Geográfica de Chocó, Antioquia, Risaralda, Valle del Cauca, Cauca y Nariño, abarcando diferentes La región objeto del estudio, se encuentra extensiones en cada uno los departamentos localizada sobre la parte más occidental de mencionados anteriormente. Colombia conocida como Región Pacífica, Andén Pacífico o Chocó Biogeográfico; En este capítulo de generalidades se comprende una parte de los departamentos indicará la localización geográfica de la de Chocó, Valle del Cauca, Cauca, Nariño y zona de estudio, los objetivos, metodología una pequeña porción del Urabá antioqueño. y materiales utilizados para la preparación, El área limita por el noroccidente con elaboración y obtención del proyecto de Panamá, al nororiente con el Urabá Andén pacífico. antioqueño, por el sur con el Ecuador, al occidente con el océano Pacífico y al oriente con el flanco occidental de la cordillera Occidental (Figura 1).
Figura 1. Localización geográfica del Andén Pacífico 17 Geología
La Región Pacífica constituye prácticamente una misma unidad caracterizada por • Revisión y evaluación de la presentar una homogeneidad en sus información existente publicada por aspectos: geográficos, ecológicos, diferentes entidades públicas y privadas económicos, socioculturales y climáticos, que han trabajado sobre la región. que la diferencian claramente de las demás regiones naturales del país, en • Evaluación e integración de la especial por su población negra, indígena información geológica publicada por y mestiza, dispersa por los diferentes INGEOMINAS a escala 1: 100.000. lugares y en especial, ubicada a lo largo de la zona costera o litoral y a lo largo de los • Adquisición de las imágenes de principales ríos de la región. radar, mediante un convenio celebrado con la Firma Intera de Canadá, quienes volaron la zona de interés para obtener una cobertura continua de mosaicos de 1.2 Objetivos imágenes de radar aerotransportado a escala 1:100.000, según la cobertura y El objetivo principal del estudio consistió distribución de planchas del IGAC (Figura en efectuar una interpretación geológica 2). regional del Andén Pacífico basada en las planchas publicadas o en proceso • Interpretación visual de los mosaicos de publicación por INGEOMINAS, de imágenes de radar para delimitar las complementada con la interpretación de principales unidades litoestratigráficas y imágenes de radar efectuada por el IGAC extraer la información estructural en el con verificación de campo y apoyados ámbito regional. en la consulta de información secundaria de estudios adelantados por entidades • Elaboración de mapas base a los públicas y privadas, a fin de lograr una que se transfirió la información geológica visión unificada y correlacionada de la interpretada de las imágenes de radar. estratigrafía y los rasgos estructurales de toda la región. • Verificación en el campo con el fin de constatar las interpretaciones realizadas La utilización de las imágenes de radar sobre las imágenes. permitió la extracción de información geológica (litología y estructuras), sobre • Reinterpretación de la información una amplia región, donde las condiciones geológica y ajuste una vez verificadas las naturales presentan características unidades litológicas y las estructuras. adversas, como: fuerte relieve, excesiva y permanente nubosidad, espesa cobertura • Integración de la información de bosques, difíciles condiciones de acceso geológica basada en los trabajos de las y complicaciones de orden social. planchas 1:100.000 y la interpretación con verificación de campo. 1.3 Metodología • Elaboración de los mapas digitales con las unidades litológicas y los rasgos Para el logro de los objetivos propuestos estructurales. en el proyecto, el estudio se desarrolló en varias etapas que incluyeron las siguientes tareas:
18 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
• Preparación de la leyenda geológica • Elaboración del informe geológico con las convenciones que acompañan a los con sus respectivos anexos. mapas geológicos.
Figura 2. Mapa índice de planchas 1:100.000 y localización de Imágenes de Radar Intera, según planchas IGAC.
19 Geología 1.4 Materiales Se utilizaron 58 mosaicos de Imágenes de Radar Intera, en formato de papel para Para el desarrollo del proyecto se utilizaron la interpretación visual de la información mapas topográficos base, restituidos y geológica del Andén Pacífico. elaborados por el Instituto Geográfico Agustín Codazzi a escala 1:100.000 Para finalizar, teniendo en cuenta lo de diferentes fechas. En los lugares anterior, se prosiguió a la elaboración de las carentes de información topográfica base, planchas digitales utilizando el programa a escala 1:100.000, se elaboraron las AutoCad para capturar la información bases, mediante la utilización de mapas obtenida de los mapas base, luego se topográficos a escala 1:25.000 y 1:50.000, estructuró de acuerdo con los estándares reducidos a escala 1:100.000 mediante utilizados por INGEOMINAS con ArcInfo reducción fotográfica. En otros casos, la Work Station y posteriormente se realizó base planimétrica se obtuvo directamente a el ploteo mediante ArcPlot. partir de las imágenes de radar, efectuando los ajustes de escala correspondientes.
20 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
2 MARCO GEOTECTÓNICO GLOBAL
Para entender el origen, evolución y menor grado de los rasgos geotectónicos características geotectónicas y geológicas desarrollados en la región noroccidental de del Andén Pacífico, es necesario acudir a Suramérica, donde se encuentra localizado los modelos desarrollados por las teorías el Andén Pacífico, sobre la parte más de la Tectónica de Placas, Expansión de los occidental de Colombia, bajo la influencia Fondos Oceánicos y la Deriva Continental, de fenómenos de las zonas Pacífica y Caribe ya que muchos de los procesos que (Figura 3). han tenido lugar en el Pacífico están directamente relacionados con la tectónica Con el advenimiento de la teoría de la activa, la orogénesis (origen del relieve) y tectónica de placas y el desarrollo de las el volcanismo de las cordilleras colombianas investigaciones, sobre la dinámica del (particularmente la Central y Occidental), interior de la Tierra a partir del fenómeno como también con el desarrollo de la del volcanismo, (considerado éste, como la sedimentación en las grandes cuencas manifestación más evidente de la dinámica sedimentarias como las de Urabá, Atrato, del interior de la Tierra). Es preciso, dar San Juan, Tumaco y del Cauca-Patía; una breve explicación sobre la expansión porque los grandes sistemas de estructuras de los fondos oceánicos, a partir de los y las secuencias litoestratigráficas están mecanismos de ascenso y descenso de directamente ligadas a los procesos y las corrientes de convección en el manto, mecanismos de deformación tectónica, responsables del volcanismo submarino y desarrollados en las áreas de expansión continental. y/o subducción de antiguas zonas de interacción, entre placas tectónicas activas Por las investigaciones realizadas en el existentes en la región. mundo, se sabe que en el manto de la Tierra (a profundidades entre 100-150 Km) El área del Andén Pacífico, se encuentra se encuentra una zona caracterizada por la localizada sobre la zona de influencia del gran plasticidad del material conocida como “Cinturón de Fuego del Pacífico”, donde la la Astenósfera, en donde se desarrollan las actividad tectónica es intensa, ya que allí, Celdas de Convección Térmica del manto, se encuentra ubicada la zona de subducción las cuales son generadas por la liberación actual, una de las más activas y en donde de energía causada por las explosiones se produce una triple colisión entre cuatro de carácter termonuclear que suceden placas: La de Nazca, Cocos, Caribe y en el núcleo externo de la tierra y luego Suramericana, responsables en mayor o es transmitida al manto. Es allí donde se
21 Geología produce el movimiento ascendente del una circulación permanente, dando origen magma, generando actividad volcánica. Al al mecanismo de ascenso y descenso aproximarse a la superficie, este magma del magma, responsable de la actividad se enfría muy rápido y al descender a magmática, causante de la expansión de la profundidad, se calienta y asciende los fondos oceánicos y la actividad volcánica nuevamente. De esta forma, se efectúa submarina.
Figura 3. Marco geotectónico de Colombia (Tomado de INGEOMINAS, 1997)
La separación de los continentes de África se mueven en diferentes direcciones y a y Suramérica se produjo por la acción de distintas velocidades. Estas placas están las corrientes de convección divergentes, constituidas por corteza continental y procedentes del manto, bajo la cordillera corteza oceánica o ambas. A esa porción de la dorsal Centro-Atlántica, donde cada de la corteza que contiene a las placas porción de la corteza oceánica con su tectónicas, se le conoce con el nombre de correspondiente continente adherido se Litosfera y abarca parte del manto superior alejan una de la otra, con respecto a la hasta una profundidad de 100 - 150 Km, dorsal o cordillera submarina. En los fondos es decir hasta la Astenósfera. Estas placas oceánicos de la zona del Pacífico ocurren se mueven pasivamente, arrastradas por fenómenos de expansión en dorsales, la acción de las corrientes de convección, similares a los que se dan en la dorsal del desarrolladas en la Astenósfera y sus Atlántico, generando actividad magmática efectos se manifiestan con el desarrollo de basáltica. variadas y complejas geoformas sobre la superficie terrestre. Sobre la superficie terrestre se reconoce un sinnúmero de placas tectónicas, por lo Como una consecuencia del movimiento de menos veinte, de tamaños variables, que las corrientes de convección en el manto del
22 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano interior de la Tierra, se produce una serie las áreas donde se encuentran las dorsales de procesos responsables de la interacción oceánicas tanto en el Atlántico, como en y/o separación de las diferentes porciones el Pacífico y están caracterizadas por ser de la corteza terrestre; a este tipo de zonas de generación de nueva corteza mecanismo se le conoce como tectónica oceánica en donde se produce la expansión de placas. Algunas de las placas chocan de los fondos oceánicos. entre sí conformando lo que se conoce como zonas de subducción donde una Las márgenes destructivas o convergentes placa de composición de corteza oceánica corresponden a las zonas donde se produce (Placa de Nazca) se emplaza por debajo de la colisión entre las placas tectónicas que una placa de corteza continental (Placa de se mueven en direcciones opuestas, una Suramérica), generando relieves como la respecto de la otra. Un ejemplo típico de cordillera de los Andes, a la cual pertenecen estas zonas de colisión o subducción, es la las tres cordilleras colombianas. que se produce en la costa occidental del continente suramericano, donde la Placa Basados en los modelos de la tectónica de Nazca, formada por corteza oceánica, de placas, se reconoce la existencia de es empujada por debajo del continente diferentes tipos de bordes o márgenes suramericano produciendo procesos de placas, unos de carácter constructivo, orogénicos, responsables del origen de otros de carácter destructivo y un tercer la Cadena de los Andes y la formación tipo considerado como neutro, ya que no se de las fosas tectónicas de Perú-Chile y presenta ni subducción, ni separación entre Ecuador-Colombia, desarrolladas a lo las placas, sólo se presentan movimientos largo de la franja occidental del continente horizontales entre las diferentes placas suramericano, indicando que el Andén permitiendo su acomodación. Pacífico, en su mayor parte, haría parte de este proceso. Las márgenes de placas constructivas, divergentes o expansivas corresponden a
23 Geología
24 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
3 ESTRATIGRAFÍA
El Andén Pacífico está constituido forman parte de la región pacífica (Tabla 1) por unidades–roca ígneas volcánicas, se han utilizado diferentes nomenclaturas plutónicas, y sedimentarias cuyas edades estratigráficas para referirse a la geología de se han asignado desde el Cretácico Inferior las distintas áreas adyacentes a los límites hasta el Reciente. Para su descripción se de los departamentos, donde en algunos ha tenido en cuenta tanto su origen como casos, se encuentran las mismas unidades la edad asignada en la leyenda del mapa y se presentan las mismas características geológico, indicando para cada una el origen litoestratigráficas, pero están descritas y de la nomenclatura utilizada, su localización tratadas independientemente o con una con respecto al área considerada, sitios de nomenclatura diferente. exposición de mejor o más fácil acceso, contactos, características litológicas, Además, los mapas geológicos elaborados origen, edad y posibles correlaciones con por INGEOMINAS (Tabla 1) con base unidades litoestratigráficas conocidas. en la nomenclatura mencionada allí, no concuerda con la de los mapas elaborados Debido a la escasez de datos geocronológicos por las compañías petroleras en las cuencas o en algunos casos a la dispersión de los de Urabá, Atrato, San Juan, Tumaco valores obtenidos, ausencia de fósiles en y del valle del río Cauca, ya que éstas gran parte de las unidades y a efectos de utilizan unidades informales de carácter, metamorfismo dinámico sobreimpuestos por lo general, cronolitoestratigráfico, en las unidades más antiguas, las edades difíciles de correlacionar con las de muchas de ellas son relativas o se han unidades litoestratigráficas utilizadas por asignado por correlación litológica, lo cual INGEOMINAS en los trabajos de cartografía implica una nomenclatura de carácter geológica regional. Como consecuencia de litoestratigráfico muchas veces de carácter lo anterior y teniendo en cuenta que el mapa local. Las descripciones geológicas geológico del Andén Pacífico es un trabajo de con pocos datos y características muy recopilación de la información cartográfica regionales ha dado lugar a redefiniciones, disponible, no es posible utilizar una cambios de sentido e interpretación de nomenclatura unificada para las distintas la nomenclatura empleada por diferentes regiones o bloques considerados (Figura autores. 4), debido a que existen por lo menos tres o cuatro diferentes leyendas que utilizan En los mapas geológicos elaborados nombres de formaciones no unificados por cada uno de los departamentos que y dado que pueden surgir confusiones o
25 Geología controversias en cuanto a la utilización de tener, en algunos casos, límites tectónicos– la nomenclatura de la cartografía geológica fallas regionales, no necesariamente hecha por el INGEOMINAS a través de coinciden con los terrenos planteados para diferentes grupos de trabajo y la utilizada el occidente colombiano por los diferentes por compañías petroleras, especialmente autores que lo han interpretado como el para el Cretáceo y Cenozoico, el cual resultado de la amalgamación de diferentes se dividió en bloques que permiten la terrenos exóticos a partir del Cretáceo utilización de una nomenclatura dada con Superior (Etayo et. al.,1983; Mc.Court, aceptación regional, estableciendo cuando 1984; Toussaint & Restrepo, 1989; Duque es posible la correlación con las unidades de – Caro, 1990 a,b; Estada, 1995 y Nivia, características litológicas similares en las 2001 entre otros). áreas adyacentes. Estos bloques a pesar de
Tabla 1. Mapas departamentales publicados en el área del Andén Pacífico.
DEPARTAMENTOS AUTOR (ES)
Mapa Geológico del Cauca París & Marín, (1979) Mapa Geológico de Nariño Arango & Ponce, (1980-82)
Mapa Geológico de Risaralda González, (1993)
Mapa Geológico de Chocó Cossio, (1994)
Mapa Geológico del Valle del Nivia, (2001) Cauca
Mapa Geológico de Antioquia González, (2001)
Estructuralmente se ha dividido la región ello aunque unidades con características pacífica y el área que la limita en los similares se traten por separado, se intenta bloques: cordillera Occidental Norte, establecer una correlación que permita cordillera Occidental Sur, serranía del tener una visión de carácter regional sobre Baudó y las cuencas en el sentido utilizado el Andén Pacífico. por las compañías petroleras de: Urabá, Atrato, San Juan, Cauca y Tumaco (Figura Además es necesario anotar que para un 4). mismo bloque, la falta de separación clara entre los conceptos de unidades–roca y Los nombres utilizados en cada uno de los unidades–tiempo en los mapas publicados bloques para las diferentes formaciones y o que han podido ser consultados, ha la nomenclatura empleada para las rocas llevado a tener diferentes aplicaciones de del Cretáceo y Cenozoico y los depósitos los mismos nombres utilizados para una cuaternarios corresponde, por lo general, unidad dada. Gran parte de la nomenclatura a la que aparece en las planchas escala aparece en mapas o trabajos publicados 1:100.000 publicadas por INGEOMINAS sin definición del sentido estratigráfico en extrapolada a las planchas adyacentes el cual es empleado; por ello para cada cuando no hay información publicada; por unidad y en cada bloque se indica el sitio
26 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano de la definición original y el autor, pues en cuenta que por su edad más reciente es difícil en muchos casos, a través de posterior a los eventos diastróficos que la bibliografía existente llegar a conocer modelaron el occidente colombiano, pueden su significado. En el presente trabajo las aparecer cubriendo en distinta relación, unidades – roca descritas tienen carácter las diferentes unidades – roca que se litoestratigráfico. encuentran en los bloques considerados.
La falta de edades isotópicas y estudios estratigráficos detallados en la cordillera Occidental y de una recolección sistemática de fósiles en las unidades sedimentarias o el mal estado de preservación por efectos dinámicos, hace que muchas veces se conozca la formación de la cual éstos proceden, pero sin precisar la posición en la columna o sección estratigráfica, lo cual impide determinar o asignar una edad más precisa a las unidades sedimentarias. Además, en las cuencas sedimentarias aunque pueden existir trabajos bioestratigráficos detallados llevados a cabo por compañías petroleras, éstos no han sido divulgados o lo han sido sólo parcialmente y como consecuencia la asignación de edades tiene la misma incertidumbre de la planteada para las unidades sedimentarias de la cordillera Occidental. En la Figura 5, se presenta la posible correlación cronoestratigráfica de las diferentes nomenclaturas utilizadas en los bloques considerados, con el fin de tener una visión global, en el tiempo, de la evolución del Andén Pacífico.
Han sido, muchas veces, en consecuencia, consideraciones de orden teórico y opiniones sin una debida fundamentación de campo las que han llevado a los distintos autores a asignar una edad dada a determinada unidad.
Las unidades del Plioceno tardío y los depósitos cuaternarios se tratan al final Figura 4. Delimitación de bloques de este capítulo en conjunto, teniendo estructurales y cuencas considerados para la descripción de las diferentes unidades – roca en el Andén Pacífico.
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Figura 5. Correlación cronoestratigráfica de las unidades – roca en los bloques estructurales y cuencas del Andén Pacífico.
3.1 CORDILLERA La nomenclatura establecida para este bloque (Anexo 2) corresponde a la OCCIDENTAL NORTE empleada en el noroccidente colombiano, a partir de los trabajos de Álvarez (1971 a,b), Álvarez & González (1978) en el El bloque Cordillera Occidental Norte cuadrángulo I – 7 Urrao (parte de las corresponde al sector más septentrional planchas 129 Cañasgordas y 145 Urrao), de la cordillera Occidental en territorio de Calle & Salinas (1986) en la plancha 165 los departamentos de Antioquia, Córdoba Carmen de Atrato, en los catálogos de y Chocó; limitado al este por el eje de la las unidades litoestratigráficas (González cordillera, al occidente por las cuencas & Londoño, 2002 a) y la recopilada en sedimentarias de Urabá, Atrato y San Juan la descripción litológica en los mapas y al sur por la Falla de Garrapatas (Figura geológicos de Antioquia (González, 2001), 4). Estructuralmente corresponde al terreno Córdoba (González & Londoño, 2001) y Cañasgordas (Etayo et al.,1983), Calima Risaralda (González, 1993). y Cuna de Toussaint & Restrepo (1989), cordillera Occidental (Estrada, 1995) o al Los mapas geológicos, escala 1:100.000, PLOCO (Nivia, 2001) y parcialmente, al de las planchas mencionadas anteriormente occidente de la falla Dabeiba – Uramita, y los mapas geológicos departamentales del Bloque del Chocó (Duque – Caro, 1990 presentan la delimitación cartográfica a, b). de las unidades litológicas tanto de la cordillera Occidental en el área considerada
28 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano como de las rocas sedimentarias de las del Complejo Quebradagrande. Recibe su cuencas de Urabá y el Atrato, mientras nombre del río Barroso, afluente del río que las memorias explicativas, algunas San Juan, en la región de Salgar (Álvarez publicadas en forma resumida pero cuyos & González, 1978). informes ampliados reposan en los centros de documentación del INGEOMINAS, Sobre la carretera Medellín – Quibdó, presentan las descripciones de las unidades al norte de Carmen de Atrato y en el río – roca así como las bases con las cuales se Tamaná, afluente del río San Juan, se han asignado las edades. presentan buenos afloramientos de dicha formación, la cual se encuentra distribuida en las planchas 165 Carmen de Atrato, 185 3.1.1 Grupo Cañasgordas Bagadó, 204 Pueblo Rico, 222 San Agustín y 241 Cucurrupí. Definido por Álvarez (1971a) y Se encuentra cubierta por las sedimentitas posteriormente subdividido por Álvarez de la Formación Penderisco y en contacto & González (1978) en dos niveles, uno fallado con las rocas metamórficas de la sedimentario (Formación Penderisco) y uno cordillera Central; en algunos sectores volcánico (Formación Barroso), localizados hacia el sur se encuentra cubierta en en la parte norte de la cordillera Occidental, discordancia, por los sedimentos de las en los departamentos de Antioquia, formaciones Amagá y Combia (González, Córdoba y Chocó. 1997). La Formación Penderisco, con base Esta formación es esencialmente en variaciones litológicas y posición volcánica con intercalaciones lenticulares, geográfica, fue subdividida en dos concordantes y de chert negro hacia el miembros Urrao y Nutibara (Álvarez & tope. Las rocas volcánicas presentan una González, 1978). El miembro Urrao es amplia variación textural y composicional, de composición areno arcillosa, ubicado encontrándose desde afanitas en pillow al occidente de las rocas volcánicas de la lavas hasta porfiritas y derrames macizos, Formación Barroso y el miembro Nutibara que contienen variedades de andesitas y presenta una composición calcáreo lidítica basaltos, caracterizados por el color verde y se encuentra localizado al occidente del producido por uralitización, epidotización miembro Urrao, separado de éste por flujos y cloritización de los máficos originales; balsálticos y localmente interdigitado con además, hacia el tope son prominentes éstos (González & Londoño, 2003). rocas piroclásticas, que se asocian a lentes de sedimentitas silíceas de color negro (González, 2001). 3.1.1.1 Formación Barroso (K1bbr) La composición química predominante Nombre asignado al conjunto de rocas de las rocas basálticas indica un magma volcánicas del Grupo Cañasgordas que toleítico afín con la evolución en un aflora en la parte septentrional de la arco insular, durante la cual los efectos cordillera Occidental al occidente del metasomáticos o de autometamorfismo río Cauca y en especial sobre el flanco modifican la composición mineralógica oriental de esta cordillera. Geológicamente original. Sin embargo, un metamorfismo estarían limitadas hacia el oriente por la de muy bajo grado en un fondo oceánico Falla Cauca–Patía, que marca el límite puede desarrollar una mineralogía similar, geológico con las rocas volcánicas básicas caracterizada por la presencia de ceolitas
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(laumontita?) en cavidades; prehnita macropaleontológica para las mencionadas - pumpellyita, desarrolladas a partir de dataciones. plagioclasa cálcica y prehnita en venas (González, 2001). Esta formación es correlacionable con una secuencia de basaltos, diabasas, tobas y aglomerados definida por Parra (1983) Edad. Basados en evidencias indirectas, como Basaltos de La Trinidad. la Formación Barroso ha sido asignada al Cretácico Superior (Álvarez & González, 1978; Restrepo & Toussaint, 1976; 3.1.1.2 Formación Penderisco González, 1993). Esta formación contiene bancos intercalados de lidita con formas mal (K2pnu, K2pnn) conservadas de radiolarios y foraminíferos, Nombre asignado por Álvarez & González asignados al Campaniano - Maastrichtiano (1978) a una secuencia areno – arcillosa (Álvarez & González, 1978), o que han sido (Miembro Urrao) y calcáreo lidítica correlacionados con los encontrados al sur, (Miembro Nutibara), con base en una en cercanías a Neira, Caldas (Hall et al.), sección aflorante al Norte de Carmen de 1972), también del Cretácico tardío. Atrato. Estas rocas afloran hacia la parte axial y ambos flancos de la cordillera Cuerpos pequeños de gabro relacionados, Occidental, prolongándose hacia el sur hasta espacial y genéticamente, a las rocas los departamentos de Chocó, Risaralda y volcánicas en la zona de Altamira fueron Valle (INGEOMINAS, 1988). datados en 92 Ma, Cenomaniano (Restrepo & Toussaint, 1976), considerando esta Las variaciones litológicas permiten misma edad para los flujos basálticos. dividir esta formación en dos unidades: sedimentos de características turbidíticas Afloramientos pequeños de arenitas donde predominan arenas y arcillas, turbídicas en las cercanías de Peque han Miembro Urrao (K pnu) y sedimentos suministrado bivalvos y amonites, cuya 2 biogénicos o químicos finos formados por dispersión bioestratigráfica abarca el liditas y calizas micríticas negras, Miembro lapso Campaniano- Maastrichtiano (Etayo, Nutibara (K pnn). El contacto entre estos 1989). En la misma región limolitas y 2 miembros no es neto en muchos lugares calizas, delgadamente estratificadas, y en algunos casos puede observarse un aparecen intensamente bioperturbadas cambio transicional del uno al otro (Álvarez por Zoophycos y Chondrites (González, & González, 1978). 2001). Miembro Urrao (K pnu). Constituido Sin embargo, la fauna encontrada un poco 2 por una secuencia de más de 3.000 m al oriente, en cercanías a Buriticá indica una de espesor de sedimentos tipo flysch, edad más antigua, Albiano medio (Etayo et plegados y fallados (Figura 6), que se al., 1980) o Aptiano (Castro & Feininger, pueden interpretar en términos de facies 1965) y la relación intrusiva con el Batolito de turbiditas proximales pero hacia el de Sabanalarga, del Cenomaniano, implican tope, cuando aparecen intercalados o que siendo el complejo acrecionario de transicionales a las secuencias de lidita y la cordillera Occidental un conjunto de calizas, corresponderían a turbiditas distales. paquetes o bloques tectónicos limitados Al este reposa sobre rocas volcánicas básicas por fallas, pobremente datados, es de la Formación Barroso y al oeste es necesaria una revisión de la información suprayacida en contacto neto a transicional por el Miembro Nutibara, aunque localmente
30 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano puede presentar contactos fallados con las Los conglomerados se consideran de unidades adyacentes (González, 2001). dos tipos: uno basal por estar cerca a la secuencia volcánica y otro intraformacional, Litológicamente hacia el este predominan interestratificado con los otros tipos de rocas limolitas, arcillolitas con bancos intercalados que constituyen el miembro. Las grauwacas de grauwacas y localmente bancos potentes constituyen un 70% de la litología de este de conglomerados, mientras que hacia el miembro. Se encuentran en bancos de oeste bancos de grauwaca con intercalaciones espesor variable entre 5 cm y más de 2 m, delgadas de limolitas y arcillolitas negras; con intercalaciones delgadas de limolitas y hacia la parte superior aparecen bancos de arcillolitas (González, 2001). chert negro.
Figura 6. Miembro Urrao. Limolitas plegadas, carretera Pueblo Rico – Villa Claret.
En algunos fragmentos de rocas volcánicas transicional entre el talud continental y básicas y de plagioclasa en las rocas rudíticas, llanuras abisales (Hoyos et al., 1990). se observa la formación de cristales finos y agregados de pumpellyita y prehnita que Miembro Nutibara (K2pnn). Este indicarían un metamorfismo incipiente de miembro aparece en el flanco occidental fondo oceánico, en el sentido de Miyashiro de la Cordillera Occidental, como una (1973). franja alargada norte-sur, con una amplitud máxima de 7 Km, separado del Miembro Las características mineralógicas de las Urrao por silos de rocas diabásicas (Volcánico rocas predominantes en esta secuencia de Uramita); aunque localmente puede corresponden a turbiditas de grano fino reposar concordantemente sobre éste o y grueso, de origen terrígeno, que hacia aparecer en contacto transicional, marcado el oeste se interdigitan con sedimentitas por un aumento gradual en los niveles de pelágicas del Miembro Nutibara. El ambiente chert (González, 2001). de sedimentación es marino, probablemente
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Básicamente este miembro está constituido aunque no exactamente determinados por chert y calizas, en bancos delgados debido a su grado de conservación parecen a medios interestratificados con niveles indicar una edad Cretácico tardío. El esporádicos de limolitas silíceas, arcillolitas Miembro Nutibara en la región de río Verde y silos de rocas diabásicas y grauwacas, contiene microfauna del Cretácico Superior en bancos de pocos centímetros de hasta el Paleoceno (Bourgois et al., 1982, espesor (Figura 7). Hacia el tope aparece 1983; Duque - Caro, 1989). En la secuencia interestratificado con turbiditas finas. Las areno - arcillosa del Miembro Urrao el calizas son de origen pelágico y contienen intervalo bioestratigráfico de la fauna, fósiles irreconocibles debido a su reemplazo en especial microfauna, es mucho más total o parcial por calcita (González, 2001). amplio cubriendo desde el Albiano hasta el Campaniano - Maastrichtiano (Etayo - Edad. Los fósiles encontrados en los Serna, comunicación verbal). sedimentos de la Formación Penderisco
Figura 7. Afloramiento de chert, carretera al Diamante (Miembro Nutibara)
Hacia el sur, el Miembro Urrao es de Hubach y Alvarado (1934) y Barrero correlacionable con la Formación Lázaro (1979). (Parra, 1983) o con parte de la Formación Cisneros desde su supuesta base hasta el nivel de pizarras rojas y verdes en el sentido de Barrero (1979). El Miembro Nutibara, 3.1.2 Complejo Santa Cecilia calcáreo - lidítico, puede correlacionarse - La Equis (K2E1csce) hacia el sur con la Formación Consólida de edad post-Turoniano (Etayo et al., 1982; Las rocas ígneas volcánicas del flanco Parra, 1983), o con parte de la Formación Occidental de la cordillera Occidental, en el Espinal del Grupo Dagua, en el sentido departamento de Antioquia denominadas basaltos olivínicos (Álvarez & González,
32 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
1978), Formación Santa Cecilia (Calle & Esta unidad la conforma básicamente, Salinas, 1986) y andesitas de la Formación una secuencia de flujos basálticos, La Equis, (Calle & Salinas, 1986) se agrupan aglomerados, brechas y tobas que indican con el nombre compuesto Complejo Santa un proceso de volcanismo complejo, con Cecilia–La Equis, diferenciándolas del algunos cuerpos de lavas ácidas, a veces mismo nombre utilizado por Salazar et al. con estructura brechoide. Los aglomerados (1991) quienes incluyen en este Complejo y brechas aparecen intercalados con tobas las rocas plutónicas del Batolito de Mandé y basaltos en contactos tajantes y están y sus facies marginales hipoabisales constituidos por una asociación caótica de (González, 2001). fragmentos angulares a subangulares, de rocas volcánicas básicas a intermedias. Sus principales afloramientos se localizan por el río San Juan y por la carretera paralela Las rocas volcánicas del Complejo Santa a él, entre las quebradas Amurrapá, Condoto Cecilia – La Equis conjuntamente con y Jingarabá; se encuentra distribuido a lo el Batolito de Mandé, hacen parte de un largo de una franja que cubre desde la arco volcánico insinuado en los trabajos plancha 58 Capurganá hasta la 204 Pueblo de geología regional de noroccidente Rico. colombiano, denominado Arco de Sautatá (Haffer, 1967; Case et al., 1971), Arco de La unidad Santa Cecilia aflora al este del Dabeiba (Duque - Caro, 1989) o de Mandé Batolito de Mandé, entre Antioquia y Chocó, ubicado en el terreno Cuna (Restrepo & como una faja continua de orientación N- Toussaint, 1989). NW, amplitud variable entre 2 y 7 Km, en contacto fallado con sedimentitas y Los análisis químicos disponibles (Calle vulcanitas del Grupo Cañasgordas y hacia el & Salinas, 1986; Salazar et al., 1991), sur es limitada por el Batolito de Mandé. indican una tendencia toleítica para las rocas volcánicas de la unidad Santa Cecilia, Litológicamente es una unidad mientras que en las de la unidad La Equis, heterogénea constituida por flujos lávicos la tendencia es calco-alcalina (Salazar et básicos, brechas, aglomerados, tobas con al., 1991), lo cual implicaría un modelo de niveles locales de lavas almohadilladas arco magmático generado en un proceso e intercalaciones de limolitas, lodolitas de subducción de este a oeste (González, calcáreas, chert y calizas; tanto en las 2001). tobas como en los flujos basálticos existen vesículas rellenas con ceolitas, clorita y Tanto la unidad Santa Cecilia como La calcita, pumpellyita y clorita, prehnita y Equis están suprayacidas por sedimentos epidota. piroclásticos con la parte más gruesa hacia el eje y más fina hacia las partes distales La unidad La Equis se localiza al occidente de la estructura del arco; sobre éstos se del Batolito de Mandé, constituyendo depositaron en discordancia sedimentos una faja alargada N-S, con una amplitud marinos del Grupo Atrato al oeste; al este promedia de 6 Km. Al este el contacto es se observa una deformación intensa de los probablemente fallado y es intruida por sedimentos pre–Mioceno, evidencia del el Batolito de Mandé del Eoceno. Hacia el levantamiento del arco durante su acreción oeste subyace una secuencia de calizas a la cordillera Occidental (González, pelágicas, Formación Uva, del Oligoceno 2001). (Haffer, 1967). Edad. La edad de las rocas, diferente a la edad de la acreción, en la unidad Santa
33 Geología
Cecilia, está definida por los fósiles hallados Antioquia; en los ríos Bebaramá, Tigre, en los niveles de caliza intercalados con las Arquía y Acandí en el Departamento vulcanitas que indican edades por encima de Chocó y en el río San Juan en el del Coniaciano, posiblemente Campaniano Departamento de Risaralda. (Calle & Salinas, 1986). La unidad La Equis está cubierta por la Formación Uva del Tanto en el extremo sur como hacia el Oligoceno (Haffer, 1967) y es intruida por norte presenta contactos intrusivos con la el Batolito de Mandé del Eoceno (Maya, secuencia volcánica de Santa Cecilia - La 1992); fuera de lo anterior no es posible Equis, originando una zona estrecha de determinar con mayor precisión su edad. brechas; estos contactos corresponden Sin embargo, ella está enmarcada por a una zona de debilidad tectónica, la presencia de margas con restos de marcada por fallas regionales con efectos nummulites que indican Paleógeno inferior de metamorfismo dinámico intensos, (González, 2001). pero donde aún es posible reconocer claramente el contacto intrusivo entre el cuerpo granítico y el volcánico que quedó 3.1.3 Batolito de Mandé adherido a él y separado del resto del volcánico por fallamiento. El contacto (Etm) oeste, en las zonas de Pantanos y Murindó, está modificado por la Falla Murindó y El nombre de Batolito de Mandé fue fallas relacionadas, de dirección N30°W. utilizado por Álvarez (1971a,b) para La roca está fuertemente cizallada y referirse a un cuerpo granítico que aflora cuerpos de serpentinita se han emplazado en la región septentrional de la cordillera tectónicamente, a veces acompañados Occidental y que bordea el valle del río de rocas volcánicas y plutónicas básicas, Atrato por unos 200 Km con un ancho constituyendo una asociación de afinidad máximo de 20 Km en los departamentos ofiolítica (González, 2001). de Antioquia y Chocó y que se prolonga hacia el noroccidente hasta la región El Batolito de Mandé presenta una de Acandí para seguir hacia Panamá y amplia diversidad litológica variando en termina en el Departamento de Risaralda composición y textura entre tonalitas – a la altura de la población de Santa Cecilia. granodioritas en la facies predominante, Es el cuerpo batolítico de mayor extensión a tonalitas y cuarzodioritas porfídicas en esta cordillera; en general presenta y a pórfidos cuarzodioríticos con facies forma alargada, en dirección N45°W, con más básicas hacia los bordes, debido contactos irregulares y discordantes con probablemente a diferentes niveles de respecto a las estructuras regionales. emplazamiento y a efectos dinámicos. Recibe su nombre del corregimiento de Mandé, Municipio de Urrao, Antioquia, La roca predominante es fanerítica, localizado en le extremo suroccidental de equigranular, de grano medio, maciza de la plancha 129 Cañasgordas (González & color gris moteado de negro por la presencia Londoño, 2003). de ferromagnesianos. Hacia los bordes predominan estructuras inequigranulares Sus mejores afloramientos se encuentran porfídicas y localmente foliadas, producidas en las carreteras Bolívar (Antioquia) – por protoclasis o por efectos dinámicos. Quibdó (Chocó), Santa Cecilia (Risaralda) Los minerales esenciales son: cuarzo, – Las Animas (Chocó); en los ríos Mandé, feldespato potásico y plagioclasa en Murrí, Penderisco, Pantanos, Murindó proporciones variables, con hornblenda, y Chaquenodá en el Departamento de
34 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano biotita y clinopiroxeno como minerales En la literatura geológica del noroccidente caracterizantes. Colombiano posterior a 1971, no se han establecido correlaciones litológicas, en La variedad textural y petrográfica edades o por posición estructural del tan amplia, las facies marginales con Batolito de Mandé con otros cuerpos evidencias de asimilación y los contactos plutónicos en la cordillera Occidental; por discordantes con truncamientos de las las características petrográficas, ocurrencia estructuras regionales son características de prospectos de pórfidos cupríferos y de cuerpos plutónicos emplazados en continuidad geográfica, se considera que la epizona, en el sentido de Buddington el cuerpo del río Pito en Panamá, es la (1959). Además la asociación con las prolongación hacia el noroeste del Batolito rocas hipoabisales porfídicas de Murindó, de Mandé, además, el Batolito de Acandí, Pantanos, Mandé, río Amparradó y otros en el sentido empleado por INGEOMINAS sitios localizados hacia el borde occidental – NACIONES UNIDAS (1982) y Sillitoe del cuerpo, con los cuales se encuentran et al.,(1982) es la continuación hacia el relacionados varios prospectos de Cu - Mo norte de la masa principal del Batolito y Cu - Au, indican una relación genética de Mandé en territorio colombiano y está donde las rocas porfídicas representan una separado de ésta por depósitos aluviales facies subvolcánica tardía que autointruye cuaternarios del río Atrato (González & la masa principal intrusiva, formando un Londoño, 2002b). complejo volcánico – intrusivo (González, 2001). 3.1.4 Pórfidos Andesíticos de Edad. Se han obtenido edades isotópicas del Batolito de Mandé, tanto en la facies Pantanos (E2padp) granitoide normal como en las rocas porfídicas que contienen las mineralizaciones Se denominan Pórfidos de Pantanos diseminadas de Cu - Mo y sus zonas de al conjunto de rocas hipoabisales que alteración hidrotermal. La edad más afloran en la región de la vereda Pantanos reciente es de 34 Ma (K/Ar biotita; Botero, (plancha 129 Cañasgordas), relacionadas 1975), mientras que para muestras de espacialmente al Batolito de Mandé y que Pantanos-Pegadorcito y Murindó se tiene en los trabajos de evaluación del proyecto edades radiométricas (K/Ar) de 42 ± 0,9 Ma Pantanos (Ramírez et al., 1979; Álvarez et y 54,7 ± 1,3 Ma respectivamente (Sillitoe al., 1984) fueron descritos como pórfidos et al.,1982). Además existe una edad de de Pegadorcito, Chontaduro, Pantanos o 47,1 ± 2,5 Ma obtenida en hornblenda Lanito (González & Londoño, 2003). Su (Göbel y Stibane, 1979) en una muestra cercanía a una sola región geográfica, de tonalita del oriente de Quibdó. Teniendo Pantanos y similitud petrográfica, permiten en cuenta el nivel de emplazamiento y las considerarlos, a escala regional, como una características del batolito, las edades sola unidad cartográfica, de donde recibe el obtenidas pueden asumirse como de nombre de Pórfidos Andesíticos de Pantanos cristalización lo cual indicaría que ésta (González & Londoño, 2003); aunque comenzó en el Paleoceno y se extendió localmente presentan diferencias en textura posiblemente hasta el Eoceno , por lo tanto y composición. las rocas volcánicas encajantes, al menos serían de finales del Cretácico al Paleoceno Los mejores afloramientos se encuentran temprano, descartando cualquier edad en las quebradas Chontaduro, Lano y en más joven que haya sido asignada a esta el cerro Pantanos localizados en la plancha unidad (González, 2001). 129 Cañasgordas; en la plancha 128 Río
35 Geología
Murrí y en los ríos Chuigo, Cuchadó, Churina en el contacto con la matriz. La hornblenda y Andágueda ubicados en la plancha 185 presenta una alteración propilítica intensa Bagadó. y se encuentra reemplazada en gran parte por agregados de clorita, epidota, calcita y Estos pórfidos intruyen al Batolito de Mandé y sulfuros. presentan una tendencia a emplazarse hacia las márgenes del plutón, como se observa en Los pórfidos dacíticos y las dacitas porfídicas las quebradas Batató y río Chuigo (Feldhaus se caracterizan por tener un contenido bajo et al.,1988), en el río Comitá al norte de la de máficos, por lo general, reemplazados plancha 185 Bagadó se observan relaciones por agregados de clorita y mica blanca, por de contactos similares entre los pórfidos y la presencia de cuarzo bipiramidal como el batolito (Calle & Salazar, 1991). mineral esencial (8 - 15%) y por la intensa alteración hidrotermal. La matriz es de color Los pórfidos varían en composición de gris claro, holocristalina, afanítica, rica en andesítica a dacítica. Los andesíticos se feldespatos con fenocristales de cuarzo que caracterizan por la presencia de fenocristales presentan bordes corroídos. La plagioclasa subhedrales de hornblenda (Figura 8), hasta es subhedral y está intensamente argilizada. de 5 mm de longitud, en una matriz cristalina El máfico predominante es biotita en constituida por feldespato no maclado y cristales hexagonales reemplazados por cuarzo finogranular. Los fenocristales de clorita y mica blanca y como accesorios plagioclasa son subhedrales tabulares, con se encuentran magnetita, circón, apatito y zonamiento normal fuerte y composición sulfuros en proporción variable. entre An34 y An44. El cuarzo bipiramidal se presenta como accesorio, con inclusiones de apatito y una delgada corona de reacción
Figura 8. Fenocristales de plagioclasa y hornblenda en matriz microcristalina.
36 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano Las características faciales y petrográficas 3.1.5 Complejo Ultramáfico del Batolito de Mandé y de las rocas hipoabisales de composición andesítica Zonado del Alto Condoto a dacítica en el área de Pantanos, a (N umcn) las cuales se encuentran relacionadas 1 mineralizaciones de Cu - Mo (Ramírez et Se denomina Complejo Ultramáfico al., 1979; Álvarez et al., 1984) indican una Zonado del Alto Condoto a la asociación de relación genética entre estas rocas, donde rocas ultramáficas y máficas que afloran los pórfidos representarían una actividad en las cabeceras de los ríos Condoto y subvolcánica tardía que autointruye la Tarena (Municipio de Tadó, Chocó) con masa principal del batolito y forma un extensión aproximada de 50 Km2 (Salinas complejo intrusivo–volcánico (González & & Tistl, 1991; Salinas et al.,1992). Sus Londoño, 2003). afloramientos se encuentran localizados en la plancha 204 Pueblo Rico (Figura 9). Edad. La edad del batolito, corresponde por geocronología al intervalo Eoceno Éstas rocas ultramáficas intruyeron un temprano– Eoceno tardío, por una edad basamento de corteza oceánica y/o arco de 38 ± 3 Ma para la facies de alteración inmaduro representado por las unidades hidrotermal fílica en el prospecto de Acandí Complejo de El Paso y Complejo de Viravira, en el extremo norte del Batolito de Mandé respectivamente (Muñoz et al., 1990). en territorio colombiano, relacionada probablemente a la etapa de intrusión de las rocas porfídicas en límite Eoceno– Oligoceno (Sillitoe et al., 1982 en: González & Londoño, 2003).
Figura 9. Vista del Complejo Ultramáfico Zonado del Alto Condoto desde el río Mondó.
37 Geología
El complejo está constituido por – Oligoceno superior para este complejo dunitas, werhlitas, piroxenitas olivínicas, (Cossio, 1994). clinopiroxenitas con hornblenda y magnetita y rocas gabro-dioríticas (Salinas & Tistl, 1991; Salinas et al., 1992) cuya distribución 3.1.6 Ultramafitas de corresponde a un patrón zonado, con un núcleo de dunita en contacto transicional Mumbú (N1umm) con las rocas básicas. En las facies de borde se observan texturas pegmatíticas y Nombre asignado por Calle & Salazar variaciones en el tamaño de grano. (1991) a una secuencia de rocas de alta densidad constituidas por tobas vítreas, Las muestras analizadas del Complejo basaltos, brechas, lherzolitas y peridotitas Ultramáfico Zonado del Alto Condoto que afloran a lo largo de la quebrada presentan una composición isotópica de Nd Mumbú en la carretera Santa Cecilia – Tado y Sr muy homogénea. Los valores de εNd(t) (plancha 185 Bagadó). varían entre 7,1 a 8,9 y los valores de εSr(t) se ubican en el intervalo –18,7 y –13,9. Conforman un cuerpo elongado con Las relaciones isotópicas de los basaltos komatiíticos y las peridotitas del Complejo dirección N – NE, seudoestratificado, de Viravira están dentro del mismo rango. buzando aparentemente hacia el este, Todas estas rocas se ubican cerca al afectado por fallas dextrolaterales de campo del mantle array (Hawkesworth dirección E – W y una tectónica tensional et al.,1979c en: Salinas et al.,1992) y que origina fallas normales. sus características isotópicas demuestran su derivación de un manto empobrecido. Aflora en dirección del eje mayor en un Las peridotitas del Complejo Ultramáfico trayecto de 5 - 10 Km, pero la ocurrencia Zonado del Alto Condoto tienen relaciones de algunos afloramientos aislados en el río de Sm/Nd que son más altas que los Andágueda sugieren una extensión mayor valores modelo del manto empobrecido. Esta tendencia de empobrecimiento se e insinúa una probable prolongación al debe al bajo coeficiente de distribución norte (plancha 185 Bagadó). Su extensión de Sm y Nd en olivino y clinopiroxeno; lateral oscila entre 1 y 3 Km cuando estos minerales se forman a través de cristalización fraccionada de un Está en contacto tectónico por ambos flancos magma, los minerales tienen relaciones con el Batolito de Mandé. Las relaciones de de Sm/Nd más altas que el mismo magma campo con las rocas encajantes, en varias (Faure, 1987 en: Salinas et al., 1992). localidades, se describieron como falladas La tendencia de enriquecimiento muestra y en otras como intrusivos. como desciende la relación de Sm/Nd en los basaltos komatiíticos y en las rocas diorítico–gabroicas con el aumento de la El análisis de algunas secciones delgadas diferenciación. De acuerdo con esto, se de este cuerpo indica la presencia de puede suponer que el magma generador tobas vítreas, diabasas uralitizadas, con de los complejos ultramáficos tenía una desarrollo parcial de texturas spinifex, composición isotópica cerca al valor peridotitas alteradas con desarrollo de modelo del manto empobrecido (Salinas et tremolita y serpentina, además de opacos al.,1992). asociados con espinela y trazas de picotita (Calle & Salazar, 1991). Edad. Salinas & Tistl (1991) reportan dataciones radiométricas K/Ar en La asociación litológica que presenta este hornblenda entre 18 y 21 Ma, indicando cuerpo indica un complejo ultramáfico tipo una edad equivalente al Mioceno inferior sinvolcánico emplazado tectónicamente
38 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano antes (?) del levantamiento del Batolito de – Fiadó al noreste del cuerpo principal y en Mandé (Calle & Salazar, 1991). Para algunos la plancha 222 San Agustín (Parra, 1983). autores (Salazar et al., 1991), este cuerpo es de edad Mioceno y su emplazamiento Este cuerpo intruye las rocas sedimentarias estaría relacionado a la tectónica originada de las formaciones cretácicas Lázaro y por el acrecimiento del Arco del Baudó. Consólida, así como las rocas volcánicas, Basaltos de La Trinidad (Parra, 1983). Edad. Hasta el momento no se ha determinado, podría ser probablemente Constituye un cuerpo trapezoidal con su Mioceno (?). Su ubicación en el campo dimensión mayor en dirección noroeste permite suponer que existe alguna relación – sureste, transversal a las estructuras con el Cuerpo Ultramáfico Zonado del Alto regionales. La roca predominante es Condoto, localizado de 5 a 10 Km al sur maciza, a veces ligeramente néisica por y cuya edad reportada por Salinas & Tistl la orientación de cristales de hornblenda (1991) es de 18 - 20 Ma (Calle & Salazar, (Parra, 1983), holocristalina, fanerítica, de 1991). grano medio, color blanco moteado de negro, compuesta por plagioclasa, hornblenda, Su composición, marco tectónico, cuarzo, feldespato potásico y biotita; de texturas y asociación litológica sugieren composición granodiorítica. La textura la presencia de basaltos komatiíticos en la predominante varía de hipidiomórfica zona, posiblemente correlacionables con la equigranular a alotriomórfica inequigranular unidad definida al sur del área por Salinas con cristales grandes de hornblenda, a & Tistl, 1990 como basaltos de Viravira, los veces con efectos dinámicos. cuales fueron clasificados como “rocas de carácter básico a ultrabásico, discriminados Según Aspden (1984), después del como basaltos subalcalinos, con tendencia rompimiento de la Placa Farallón, hace toleítica, coincidiendo en los campos donde 25 Ma, ocurrió una reorientación del se ubican los basaltos originados en arcos movimiento relativo de la placa oceánica de islas”. localizada al occidente de la Placa de Suramérica, que modificó así el ángulo de convergencia de noreste – suroeste a este – 3.1.7 Granodiorita de Torrá oeste (Pilger, 1983) y el régimen tectónico, procesos dinámicos que coinciden con el (N1cmt) comienzo de la Orogenia Andina. Debido al nuevo régimen de subducción, se dio el Este cuerpo fue definido por Parra (1983) plegamiento de los sedimentos paleógenos como Plutón de Torrá; toma su nombre de la Cuenca del Cauca y el inicio del nuevo del cerro Torrá, en el departamento de ciclo magmático en el Neógeno, durante el Chocó (plancha 223 El Cairo), donde cual se generaron los cuerpos de Anchicayá alcanza una extensión de 70 Km2. La y Pance (Aspden, 1984) y Torrá, Tamaná composición petrográfica predominante es (El Pital) y Tatamá (Londoño, 2002). granodiorítica, por lo cual se le asigna el nombre de Granodiorita de Torrá (Londoño, La composición homogénea del cuerpo 2002). de Torrá, el desarrollo de aureola de contacto en las rocas volcánicas y pelíticas Se extiende desde el río Aguastintas al con presencia de andalucita y alineación norte hasta la quebrada Perales al sur de cristales de hornblenda, hace pensar (plancha 223 El Cairo). Cuerpos menores que este cuerpo pertenece al conjunto afloran en la carretera San José del Palmar
39 Geología de granitos emplazados en la epizona de cornubianas que deben provenir del cuerpo Buddington (1959) (Londoño, 2002). plutónico que constituye este macizo.
Edad. Dado el carácter intrusivo del cuerpo Esta Tonalita intruye las rocas de los en rocas de edad cretácica, Parra (1983) lo miembros Urrao (Figura 10) y Nutibara correlaciona con el Batolito de Mandé por de la Formación Penderisco, produciéndose su continuidad norte – sur con éste, por lo un borde de reacción de cerca de 1 Km tanto, lo asigna al Eoceno. Al sur del país, se de ancho, observable en la quebrada La encuentran, sobre el flanco occidental de la Cristalina y el río San Rafael (plancha 204 Cordillera Occidental, cuerpos granitoides Pueblo Rico) (Zapata, 1998). con características similares a las de este cuerpo como el Batolito de Anchicayá, los Este cuerpo está constituido por rocas stocks de Pance y Suárez y, al norte, los masivas faneríticas, equigranulares de stocks de Tamaná y Tatamá, de edad más grano medio o inequigranular de grano joven que el Batolito de Mandé (Londoño, medio a fino, de color gris claro moteado a 2002). negro por ferromagnesianos y composición entre tonalita y granodiorita, con algunas Por relación con los cuerpos localizados al rocas dioríticas, especialmente hacia los sur del país, así como por su cercanía al bordes, de grano más fino. cuerpo de Tatamá se le asigna una edad Neógena a este cuerpo (Londoño, 2002).
3.1.8 Tonalita de Tatamá
(N1tt) Se asigna el nombre de Tonalita de Tatamá a un cuerpo plutónico de composición tonalítica que aflora en la parte alta del cerro de Tatamá (plancha 204 Pueblo Rico) en el departamento de Chocó, sobre el flanco occidental de la cordillera Occidental (González 2002) y que en trabajos anteriores fue descrito como Batolito de Tatamá (Cossio, 1994) o Plutón de Tatamá (Zapata, 1998).
El cuerpo se extiende desde la parte alta del cerro Tatamá hasta aproximadamente la cota 2.050 m.s.n.m., pudiendo abarcar un área superior a los 100 Km2, aunque no aflora continuamente en superficie, se encuentran algunas apófisis en el río Mapa, en la carretera Santuario – vereda Figura 10. Afloramiento de unos 70 m de Campamento y en el cerro Ventanas. En los altura, contacto entre la Tonalita de Tatamá ríos Tamaná, Taibá, San Rafael y Mondó, que y el Miembro Urrao. Cero Tatamá, cabeceras nacen en el cerro Tatamá, se encuentran del río Negro. bloques rodados de rocas graníticas y
40 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
marcan una diferencia tanto litológica como La textura es hipidiomórfica, por lo general, de edad respecto a ambos segmentos de la inequigranular con intercrecimientos cordillera en cuanto a su evolución durante de cuarzo – ortoclasa y feldespatos este tiempo. alcalinos pertíticos en las granodioritas. La composición mineralógica es cuarzo, Edad. Las relaciones intrusivas con el ortoclasa, plagioclasa y biotita con escasos Grupo Cañasgordas indican que el cuerpo minerales accesorios tales como opacos tonalítico es posterior al Cretácico tardío (magnetita y pirita), apatito, circón, esfena – Paleógeno temprano, edad asignada por y epidota que aparecen rellenando algunas la fauna en las sedimentitas de este grupo venas. El ferromagnesiano caracterizante (Toussaint, 1996), y su edad isotópica fue es hornblenda con alteración parcial a determinada por Brook (1984) en el rango clorita tanto en los bordes como en parches 19 ± 1 a 17 ± 1 Ma por el método K/Ar irregulares. en hornblenda y biotita que corresponde al Mioceno inferior temprano tardío, más al El contacto del plutón tonalítico de Tatamá considerar la edad de 17±1 Ma como la de con la Formación Penderisco y, en especial, la intrusión y similar a la obtenida para el con el Miembro Urrao, indica un origen Batolito de Anchicayá localizado al sur en intrusivo para este cuerpo caracterizado el departamento del Valle, en una posición por la presencia de una aureola de contacto geográfica similar a la del stock de Tatamá de alta temperatura con la formación en la cordillera Occidental (González, de andalucita en las rocas pelíticas. Los 2002). contactos son discordantes con respecto a las estructuras en las rocas encajantes, Por su composición litológica, posición aunque hay poca deformación en éstas estructural y rasgos geomorfológicos atribuible a la intrusión, y al cuerpo, al podría correlacionarse con el stock de menos en la parte conocida de él, es de gran Torrá (Parra; 1983), El Pital (Zapata, 2002) uniformidad litológica. Las características y Tamaná. Más al sur, en igual posición anteriores corresponden a las de los geográfica, Aspden (1984) describe el plutones emplazados en la epizona en el Batolito de Anchicayá para el cual Brook sentido de Buddington (1959) (González, (1984) obtuvo una edad similar a la de 2002). Tatamá y tiene igual composición litológica. Por edad y composición, también podría La génesis de este cuerpo y la de los correlacionarse con el stock de Tatamá, los stocks asociados, estuvo relacionada al stocks de Pance (Aspden, 1984) y el de comienzo de la Orogenia Andina; según Suárez (Göbel & Stibane, 1979), aunque Aspden (1984). Debido al nuevo régimen éstos se encuentran sobre el flanco de subducción, se inicia un nuevo ciclo oriental de la cordillera, pero indicarían, en magmático en el Mioceno durante el conjunto, un ciclo de actividad magmática cual se generan los plutones localizados que afectó el occidente colombiano durante actualmente en la parte centro y sur el Mioceno (González, 2002). de la Cordillera Occidental como los de Anchicayá y Pance (Aspden, 1984), Torrá (Parra; 1983), Tatamá, Tamaná (El Pital) 3.1.9 Cuarzodiorita de Cerro y Suárez (Göbel & Stibane, 1979); En la parte norte de la cordillera, este ciclo Plateado (N1cdcp) estaría representado por los cuerpos cuarzomonzoníticos a monzodioríticos de Calle & Salinas (1986) define como Stock de finales del Mioceno (González, 1997) que Cerro Plateado a un cuerpo intrusivo en la
41 Geología secuencia sedimentaria del Miembro Urrao área de Frontino y Urrao, además debido del Grupo Cañasgordas, de composición a su carácter intrusivo en los sedimentos monzonita – monzodiorita, que aflora de la Formación Penderisco se le asigna en el extremo noreste de la plancha 165 una edad post Cretáceo Superior (Calle & Carmen de Atrato, en el área de Frontino Salinas, 1986). y Urrao, de donde toma su nombre. Tiene una extensión de 15 Km2 y conforma Por similitud textural, composicional y el cerro del mismo nombre localizado posición tectónica, la cuarzodiorita de entre los municipios de Urrao, Salgar y Cerro Plateado se correlaciona con los Carmen de Atrato. Presenta sus mejores cuerpos monzodioríticos ubicados entre afloramientos en las quebradas La Mina y los municipios de Dabeiba, Frontino, Liborina (plancha 165 Carmen de Atrato). Abriaquí y Urrao, entre los cuales se encuentran los stocks de cerro Frontino, Esta cuarzodiorita presenta un carácter Morrogacho, La Horqueta y del Páramo intrusivo en los sedimentos de la Formación Frontino asignándoles el mismo ambiente Penderisco, con desarrollo de una aureola y la misma edad (González, 2001). de contacto, caracterizada por la presencia de biotita en los metasedimentos (Calle & Salinas, 1986). 3.1.10 Monzodiorita de
De este cuerpo sólo se dispone de muestras Farallones (N1mdfr) de las márgenes, debido a la carencia de vías de comunicación, por lo cual se Calle et al., (1980) designaron con el menciona la roca predominante en estas nombre de Batolito de Farrallones un cuerpo márgenes correspondiente a la diorita intrusivo de forma elongada emplazado en piroxénica con una textura hipidiomórfica el eje de la cordillera Occidental entre los finogranular, compuesta de plagioclasa que límites de Antioquia y Chocó. Recibe su representa entre un 50 – 60% de la roca, nombre del corregimiento de Farallones, clinopiroxeno, augita, biotita asociada municipio de Ciudad Bolívar y cubre en el a otros ferromagnesianos, hornblenda, área del departamento de Antioquia unos cuarzo como accesorio primario e intersticial 150 Km². y apatito, clorita, esfena, calcita secundaria en venillas y opacos. Parte del anfibol y la Siguiendo las recomendaciones de biotita pueden haberse formado a partir la International Subcommission on de inclusiones de la roca encajante pelítica Stratigraphic Classification ISSC (1987, por metamorfismo térmico. 1994) se tiene en cuenta la composición modal predominante, Monzodiorítica y el Esta tonalita al igual que los demás nombre geográfico original, para nominar cuerpos monzodioríticos de la zona, podría estratigráficamente este cuerpo como pertenecer al ciclo de actividad magmática, Monzodiorita de Farallones (González & el cual se extendió desde el Oligoceno Londoño, 2002 c). medio al Plioceno temprano, a lo largo de toda la cordillera Occidental seguido de un Está ampliamente expuesto en el eje de la extenso vulcanismo y tectonismo (Álvarez cordillera Occidental, desde 5 Km al sur de & González, 1978; Álvarez, 1983). La Mansa en la carretera Medellín – Quibdó, plancha 165 Carmen de Atrato, hasta 4 Km Edad. No hay forma de precisar su al norte de Puerto de Oro en el departamento edad, se ha considerado al Mioceno por de Risaralda, plancha 185 Bagadó. correlación con los cuerpos similares en el
42 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
El batolito monzodiorítico de Farallones al Mioceno y es similar a la obtenida por es un cuerpo plutónico elongado en Botero (1975) para el Stock del Páramo de dirección N70°W y una amplitud variable Frontino. Plutones de esta edad ocupan una con contornos irregulares que truncan las posición intermedia, en tiempo y espacio, en estructuras regionales. En el contacto con el magmatismo del occidente colombiano, las sedimentitas del Grupo Cañasgordas y con edades más antiguas al occidente del vulcanitas del Complejo Santa Cecilia – La batolito (Göbel & Stibane, 1979; Maya Equis desarrolla cornubianitas de bajo a 1992), en el Batolito de Mandé, más medio grado de metamorfismo. recientes al oriente en cuerpos hipoabisales, relacionados al sistema de fallas del Cauca La descripción geológica y las características (Restrepo et al., 1981). petrográficas se basan en el trabajo de Calle & Salinas (1986). Es un cuerpo compuesto, La monzodiorita de Farallones ha en el cual se han identificado varias fases sido correlacionada y considerada petrográficas, que en orden de abundancia genéticamente con el conjunto de los stocks relativa corresponden a la monzodiorítica, monzodioríticos a dioríticos localizados tonalítica, gabroide y piroxenítica. Entre el entre las poblaciones de Urrao y Frontino 60% y 90% del batolito está constituido en el noroccidente del Departamento por monzodiorita maciza granular, de grano de Antioquia, descritos por Álvarez & medio a grueso y color moteado de negro González (1978) como stocks del Páramo por presencia de máficos. de Frontino, Cerro Frontino, Morrogacho, la Horqueta y Cerro Plateado, además del Los minerales esenciales son plagioclasa de plutón diorítico del río San Juan (González composición oligoclasa-andesina, feldespato & Londoño, 2003) localizado un poco al potásico de composición ortoclasa y occidente del Stock del Páramo de Frontino hornblenda. La biotita aparece, tanto como (González & Londoño, 2002 c). Estos mineral primario como a partir de anfíbol; cuerpos harían parte del ciclo magmático como accesorio aparece clinopiroxeno, a del Mioceno tardío, localizado sobre la veces como núcleos incoloros en hornblenda, zona axial de la cordillera Occidental en su fayalita, apatito y pirita. sector septentrional.
La intrusión del batolito modificó, en las sedimentitas cretácicas, las estructuras 3.1.11 Pórfidos regionales; la diferencia en composición y la presencia de estructuras concéntricas, Andesíticos No Diferenciados piroxenita – gabro – diorita, sugieren una (N pa) inyección múltiple, con las características de 1 los cuerpos batolíticos emplazados a nivel Se designa con este nombre una serie de de la epizona de Buddington (1959). La cuerpos de composición riodacítica, latítica presencia de fayalita en las monzodioritas y andesítica que afloran principalmente en como accesorio característico y de monacita la cuenca del río Andágueda y sus afluentes en la facies más ácida, marca una diferencia principales (planchas 185 Bagadó y 204 mineralógica importante con los otros Pueblo Rico) (Calle & Salazar, 1991). Los cuerpos de la Cordillera Occidental (González principales cuerpos se presentan en los ríos & Londoño, 2002 c). Chuigo, Cuchadó, Churina y Andágueda.
Edad. Existe una datación isotópica en Estos cuerpos intruyen el Batolito de Mandé hornblenda por el método K/Ar que dio 11 ± y presentan una tendencia a emplazarse 2 Ma (Calle et al., 1980) la cual corresponde hacia las márgenes del mismo, como se
43 Geología observa en la quebrada Batató y el río Edad. Según Calle & Salazar (1991) por Chuigo. Feldhaus et al., (1988) en el río sus relaciones son post – Mandé, pero sin Comitá, observaron relaciones de contacto precisar su edad. similares entre los pórfidos y el batolito (Calle & Salazar, 1991).
Los pórfidos latíticos predominan en el río 3.2 CORDILLERA Churina, Andágueda, en las quebradas OCCIDENTAL SUR Piñones y Antón y se caracterizan por presentar una textura porfídica con El bloque Cordillera Occidental Sur fenocristales de plagioclasa en una matriz corresponde al sector meridional de la holocristalina compuesta por plagioclasa cordillera Occidental en los departamentos sódica, cuarzo, trazas de opacos y localmente de Valle, Cauca y Nariño, que limita al norte contienen calcita, clorita y epidota como por la Falla Garrapatas y al occidente por producto de alteración. Manifestaciones de las cuencas del San Juan y Tumaco. Hace pequeños pórfidos dacíticos se observan en parte de los denominados terrenos Dagua las quebradas Batató, Vivícora y Engrivadó; (Etayo et al., 1983), Calima (Toussaint los fenocristales son principalmente de & Restrepo, 1989), cordillera Occidental plagioclasa y cuarzo en matriz de textura (Estrada, 1995) o al PLOCO (Nivia, 2001). hialopilítica y composición similar a los fenocristales. En los trabajos de cartografía geológica de la parte sur de la Cordillera Occidental, las Se observan una serie de cuerpos tabulares rocas volcánicas y sedimentarias se han de composición andesítica – basáltica que clasificado siguiendo diferentes esquemas tienen sus mejores afloramientos hacia de nomenclatura estratigráfica (Tabla 2) las márgenes del Batolito de Mandé y son (Anexo 2), de las cuales el propuesto por fácilmente localizables sobre las quebradas Nelson (1957) ha sido el más ampliamente Antón, Marmolejo y Andágueda. Presentan difundido. Este autor propone para la espesores entre 0,2 a 3 m y su dirección secuencia de rocas volcánicas básicas, es N – NE, N – NW y E – W, buzando en el departamento del Valle, el nombre generalmente al oeste o al norte. de Grupo Diabásico y que estas rocas suprayacían conformablemente a una De especial importancia son los diques serie de rocas metasedimentarias y félsicos que cortan el cuerpo ultramáfico de sedimentarias a las cuales denominó Mumbú en el cual se observa claramente Grupo Dagua. Barrero (1979) conservando la tectónica más reciente que afecta dicha la nomenclatura de Nelson, dio categoría litología. Hacia el sur del área existen de formación a las sedimentitas de Espinal varias manifestaciones de diques cuarzosos y denominó Formación Cisneros a las cortando el Batolito de Mandé de dirección rocas metasedimentarias (pizarras y este-oeste, verticales a N40 – 60W, filitas). Aspden (1984) propuso modificar buzando al oeste. Algunos contienen pirita, la nomenclatura del Grupo Diabásico, calcopirita y blenda o son estériles. Estos denominó Formación Volcánica a las cuerpos se localizan preferencialmente en rocas volcánicas básicas de la Cordillera la quebrada Arrastradero y al frente de Occidental y mantuvo los nombres de la quebrada Moíndo (plancha 204 Pueblo Cisneros y Espinal como formaciones, pero Rico). eliminando el concepto de Grupo Dagua.
Nivia et al.(1997) indican que las rocas volcánicas y sedimentarias de la
44 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano cordillera Occidental afloran en cinturones se refieren como Formación Volcánica, discontinuos, constituidos por bloques reconociendo los inconvenientes que se corticales romboidales elongados limitados presentan al aplicar este nombre. Para los por fallas, por lo cual es difícil utilizar cuerpos de gabro asociados espacialmente una nomenclatura litoestratigráfica y a las rocas volcánicas y para las plutonitas proponen cartografiar todas las unidades granitoides, se conserva la nomenclatura de origen sedimentario, independiente de propuesta en los trabajos de Barrero su estructura, como Complejo Estructural (1979) y Aspden et al.,(1985). Dagua, mientras para las rocas volcánicas
Tabla 2. Nomenclatura propuesta para las rocas volcánicas y sedimentarias Cretácicas en la parte sur de la cordillera Occidental
Donde; Ka: Formación Ampudia, Kp: Nelson (1957) divide el Grupo Dagua en Formación Río Piedras, Kv: Formación tres unidades: inferior, media y superior. volcánica, incluye localmente niveles Posteriormente Barrero (1979) agrupa las sedimentarios, Kc: Formación Cisneros, unidades inferior y media del Grupo Dagua incluye localmente niveles volcánicos, en la Formación Cisneros, con 2.000 m Ke: Formación Espinal y Kd: Complejo de espesor, constituida por sedimentos Estructural Dagua. pelágicos y en menor cantidad de turbiditas distales, con bajo grado de metamorfismo y la unidad superior, en la Formación 3.2.1 Grupo Dagua (K2dg) Espinal, compuesta por 900 m de espesor de sedimentos pelágicos y terrígenos tipo Nombre asignado por Nelson (1957), chert y shale silíceo. para describir una serie de filitas, calizas, areniscas, chert negro y pizarras silíceas que Al este del área sobre los ríos Condoto y afloran por la vía Cali - Buenaventura. Tamaná, se han descrito metaareniscas, metaliditas, filitas y pizarras pertenecientes a esta formación. Estas rocas,
45 Geología corresponden a una de las litologías más Composicionalmente el Grupo Dagua antiguas expuestas en la región y está en las áreas correspondientes a los compuesta por potentes secuencias de departamentos de Nariño, Cauca y Valle del rocas sedimentarias pelíticas, de espesor Cauca, está constituido por secuencias de variable, plegadas, fracturadas y con filitas negras, metachert, metagrauvacas leves efectos de metamorfismo dinámico, y esporádicamente lentes de mármol. especialmente notorio en las rocas del sector En cambio en áreas pertenecientes al sur del Andén Pacífico, encontrándose a lo departamento de Chocó la secuencia largo de las planchas 319 Zaragoza, 341 dominante es de shales negros, grauvacas, Cerro Timbiquí, 363 Argelia, 385 Ricaurte conglomerados turbidíticos, lentes de y 409 Las Cruces. liditas y calizas.
El contacto de las arcillolitas y areniscas Las diferentes unidades sedimentarias del Grupo Dagua con los depósitos del Grupo Dagua y las asociadas al piroclásticos, en cercanías al caserío San Grupo diabásico, representan periodos de Felipe, es depositacional discordante; las sedimentación marina contemporáneos o rocas volcánicas cubren toda la antigua alternantes con la actividad volcánica en topografía, como en el caso de la quebrada un ambiente oceánico y corresponden a Arrayanal (plancha 428 Túquerres), donde secuencias constituidas por una mezcla de su curso principal corre sobre afloramientos sedimentos clásticos y pelágicos (González de esta unidad, en tanto que sus afluentes et al., 2002). desde la mitad de su recorrido hacia arriba, cortan depósitos volcánicos. Los intrusivos Edad. Las evidencias fósiles disponibles hipoabisales tales como la Cuarzodiorita en las rocas sedimentarias del Grupo de Tallambí y los Pórfidos Andesíticos Dagua, indican que éstas se formaron del Río Perlas, producen en la secuencia probablemente en el intervalo estratigráfico sedimentaria un metamorfismo de contacto Albiano – Maestrichtiano y con mayor leve, con recristalización de minerales. Este seguridad en el Turoniano – Maestrichtiano. contacto cubre un área de pocos metros Esta última edad estaría de acuerdo con alrededor del cuerpo intrusivo y sólo afecta los 87,4 Ma que aportan las edades Ar – las arcillolitas y areniscas del Grupo Dagua, Ar obtenidas en las rocas volcánicas de la imprimiéndoles una compactación notable, PLOCO (Nivia, 2001). posiblemente producto de silicificación local como fue posible observar en Las correlaciones entre las cercanías del caserío la Unión y en el diferentes unidades sedimentarias y río Perlas (plancha 428 Túquerres). La metasedimentarias del Grupo Dagua aureola de contacto que se presenta en el presentan dificultades debidas, tanto a las límite entre la Cuarzodiorita de Tallambí variaciones faciales a lo largo de la PLOCO o los intrusivos hipoabisales (pórfidos) y como al diferente grado de metamorfismo las rocas sedimentarias del Grupo Dagua, dinámico. En términos regionales, es forma una cornubianita de grano fino que se probable que las diferentes unidades sean extiende por decenas de metros alrededor el resultado de variaciones laterales dentro del cuerpo intrusivo. Son comunes en las de una cuenca oceánica, pero en ausencia vecindades del contacto, venas de cuarzo de un buen control paleontológico es lechoso, milimétricas a centimétricas que difícil ser más preciso. Las formaciones cortan netamente la estratificación de la Lázaro y Consólida de Parra et al.(1984) secuencia sedimentaria. son la continuación del afloramiento de las formaciones Espinal y Cisneros en una zona donde por incremento de la relación
46 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano lodo/arena y de la deformación milonítica Espinal, con un espesor de por lo menos es difícil distinguir entre las dos unidades 2.000 m en el área de Cisneros. (Nivia, 2001). En términos generales estas unidades se pueden correlacionar La mayor parte de la unidad consiste en hacia el norte con la Formación Penderisco una secuencia de rocas metasedimentarias, (miembros Urrao y Nutibara) del Grupo conformadas por metalimolitas, Cañasgordas (Álvarez & González, 1978 metaareniscas, metachert, filitas y pizarras en: Nivia, 2001). grises y negras, metaarenisca gris, metalimolita gris, metachert negro a verde 3.2.1.1 Formación Cisneros (K cs) claro, y pizarras verdes y rojas (Figura 2 11). A estas últimas, Parra (1983) les da un Nombre propuesto por Barrero (1979) valor estratigráfico de nivel guía, mientras para una “compleja asociación de rocas que Aspden (1984) sugiere la presencia de de bajo grado de metamorfismo” expuesta más de un nivel. La formación buza y se en las cercanías de Cisneros (Inspección hace más joven hacia el este. Predominan Departamental de Policia, del Municipio los plieguesisoclinales inclinados al oeste. de Dagua). En la redefinición de Aspden (1984) se incluye además un cinturón Dada la ausencia de estructuras de rocas fuertemente tectonizadas que sedimentarias de aguas someras, la aflora, en el municipio de Buenaventura, alta cantidad de radiolarios y restos limitado al este por las fallas de Bellavista de foraminíferos, el carácter distal de – Río Bravo – Cristales. El límite oeste no las turbiditas y pelagitas, además de está bien definido y en los extremos norte la presencia del nivel pizarroso rojo y sur del departamento parece ser una (el cual representaría el equivalente transición, a través de fallas menores a metamorfoseado de las arcillas rojas rocas sedimentarias menos deformadas marrón que cubren vastas áreas de los (Nivia, 2001). fondos oceánicos modernos), Barrero (1979) concluye que la Formación Cisneros Se presentan buenos afloramientos de fue depositada en un ambiente oceánico la formación Cisneros en los afluentes profundo, más probablemente en el flanco occidentales del río Garrapatas al norte del continental del plano abisal. departamento del Valle del Cauca y en la quebrada San Cristobal aproximadamente Edad. Duque – Caro (1975), basado en a 1,1 Km de su confluencia con la quebrada radiolarios planctónicos colectados por Pepitas. En general dicha formación Aluja et al., (1975) le asigna una edad se presenta en forma de fajas con una probable Aptiano o no más antigua que orientación de N20°E, distribuida a lo largo Aptiano a la Formación Cisneros. Barrero de las planchas 241 Cucurrupí, 260 Pan de (1979) piensa que esta edad es solo Azúcar, 279 Dagua, 298 San Antonio de asignable al tope de la unidad y considera Yurumangüí, 299 JAmundí, 428 Túquerres que su parte inferior es de edad Cretáceo y 447 Ipiales. temprano.
Los límites inferiores y superiores de dicha La Formación Cisneros es correlacionable formación en campo no fueron posibles de con otras formaciones definidas en la parte identificar, debido a la naturaleza tectónica norte de la cordillera Occidental. La litología de sus contactos con las rocas volcánicas y el ambiente de depósito son similares del Grupo Diabásico (Montoya, 2003). Para con parte (chert y tobas) de la Formación Barrero (1979), sin embargo, el contacto Consólida (Parra, 1983) y con el Miembro inferior no es observable y el contacto Nutibara (Álvarez & González, 1978) (en: superior es gradacional con la Formación Montoya, 2003). 47 Geología
Figura 11. Pizarras de la Formación Cisneros. Río Garrapatas
Barrero (1979) reporta que, en su localidad 3.2.1.2 Formacion Espinal (K2es) original, el contacto inferior es sedimentario Barrero (1979) define la Formación normal, reposando conformablemente Espinal como una secuencia heterogénea sobre la Formación Volcánica o Grupo de rocas sedimentarias endurecidas de Diabásico. El contacto superior, en gran carácter tanto terrígeno como pelágico, las parte de su longitud, corresponde con cuales afloran al norte de Loboguerrero, la Falla Dagua – Calima. Los espesores extendiéndose al norte en una faja calculados para la secuencia de esta unidad estrecha hasta proximidades de El Dovio, en los alrededores de Dagua varian entre ampliando la definición original de Hubach 700 m (Hubach, 1957) y 400 m (Barrero, & Alvarado (1934) y Hubach (1957), que 1979) (en: Nivia, 2001). la habían definido como Serie Espinal. Posteriormente, Aspden (1984) encontró En la base, la Formación Espinal consiste que la unidad se extiende también al sur en una secuencia de chert pelágico y shales de Loboguerrero y reporta la existencia de negros silíceos alternantes. En la parte una segunda intercalación sedimentaria intermedia predominan shales negros presente inmediatamente al oriente de la terrígenos, areniscas y calizas, en menor Falla de Río Bravo, la cual está algo más proporción. Esta secuencia terrígena grada tectonizada pero es litológicamente similar hacia el tope a una secuencia rítmica de y asignable a la Formación Espinal. Esta chert negro, shale silíceo y areniscas. La Formación se encuentra ampliamente unidad buza fuertemente hacia el este y distribuida en las planchas 260 Pan de en el sector sur está volcada exhibiendo Azúcar, 279 Dagua, 299 Jamundí, 385 inclinaciones de 50 – 70° al oeste. Ricaurte, 409 Las Cruces, 428 Túquerres, 447 Bis Tallambi y 447 Ipiales.
48 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
Para Barrero (1979) los sedimentos delgadas de sedimentos (pizarras silíceas biogénicos (chert y shales silíceos) se o liditas, en ocasiones fosilíferas). depositaron cerca al límite de compensación de la caliza, con un largo período de Barrero (1979) utiliza este mismo término depósito en un ambiente pelágico, y los para las diabasas, pegmatitas, basaltos y sedimentos terrígenos fueron depositados lavas almohadilladas con metamorfismo por corrientes de turbidez cuya fuente de bajo grado que están intercaladas con sería la cordillera Central. La presencia de rocas sedimentarias del Grupo Dagua y chert radiolarítico y el carácter turbidítico localizadas al oeste de Buga. Para este de los depósitos sugiere que la Formación autor, las diabasas son rocas uniformes Espinal se depositó en un ambiente de en composición, presentan variación a aguas profundas, probablemente en la basaltos y se encuentran como silos o zona de transición hacia la planicie abisal en la parte basal de los flujos de lavas (Barrero, 1979). Sin embargo, para Aspden almohadilladas. (1984), los chert pueden ser secundarios y su origen no se debe necesariamente a Aspden (1984) redefine este grupo y largos períodos de depósito en un ambiente lo denomina Formación Volcánica, al pelágico (Montoya, 2003). considerar que es imposible subdividirlo en el campo en formaciones, por lo que Edad. Fósiles recolectados por Aluja et al. recomienda utilizar el nombre de Formación (1975, en: Barrero, 1979) e interpretados Volcánica para este tipo de rocas y conserva por Duque-Caro (1975, en Barrero, 1979) las características petrográficas y de campo indican una edad post–Coniaciana para la de Barrero (1979). parte superior de la Formación Espinal y Cretáceo Inferior para la parte basal de Nivia et al. (1997) y Nivia (1998) asocian a dicha formación. las formaciones Amaime (McCourt, 1984) y Volcánica (Aspden, 1984) como parte de la Las rocas de la Formación Espinal son Provincia Litosférica Oceánica Colombiana correlacionables con ocurrencias similares PLOCO, originada como basaltos de meseta de chert, liditas y limolitas silíceas que se oceánica plateau. presentan en formas lenticulares y que se encuentran asociadas a la Formación Las rocas volcánicas del Grupo Diabásico Barroso, como en el contacto de la ocupan principalmente el flanco occidental Formación Barroso con el miembro Urrao de la cordillera Occidental, encontrándose del Grupo Cañasgordas, definidas por distribuidas en una franja longitudinal Álvarez & González (1978) y González desde la plancha 241 Cucurrupí hasta la (1998) y denominadas Liditas del Barroso 447 Ipiales; mientras que su componente (Montoya, 2003). sedimentaria, se encuentra cartografiada en las planchas 279 Dagua y 299 Jamundí.
3.2.2 Grupo Diabásico (K db) El contacto superior del Grupo Diabásico 2 con la Formación Raposo, observado en la carretera Buga - Buenaventura y en el río Nelson (1962) es el primero en utilizar el Munguidó es discordante (Montoya, 2003). término Grupo Diabásico, para referirse a Para Aspden (1984) al aflorar estas rocas los derrames diabásicos que se exponen en como cinturones discontinuos limitados por la cordillera Occidental, desde el occidente fallas, es difícil determinar la naturaleza de Cali hasta la llanura costera; en algunos estratigráfica de los contactos, sin lugares se presentan con intercalaciones embargo, sugiere que el Grupo Diabásico y
49 Geología la Formación Cisneros están interdigitados generado en dorsales medio oceánicos y que son equivalentes en tiempo. Para o cerca de arcos de islas; con base en Nelson (1962) el Grupo Diabásico reposa estudios geoquímicos concluye que estas normalmente sobre el Grupo Dagua y rocas fueron originadas en un estado muy para Barrero (1979) el contacto inferior temprano de la evolución de un arco de es normal e irregular con la Formación isla, que fue probablemente formado a Espinal. expensas de una corteza oceánica. Aspden (1984) concluye que el arco de isla que El espesor de este grupo en el departamento originó estos basaltos representa parte del Valle se desconoce pero probablemente de una secuencia de basaltos de piso excede varios kilómetros (Nivia, 2001); en oceánico. el departamento del Cauca es en promedio 2.500 m (París & Marín, 1979). Edad. Barrero (1979) reporta una edad de 136 ± 20 Ma, obtenida en un basalto, La unidad consta principalmente de ligeramente metamorfoseado, colectado diabasas, basaltos y lavas almohadilladas en la carretera Buga-Buenaventura, la cual con algunas sedimentitas asociadas entre considera anómalamente antigua. Aspden las que se encuentran limolitas silíceas, op. cit., encontró mediante K/Ar en roca areniscas finas y calizas. Se presentan total, edades de 58 ± 3 Ma y 46 ± 2 Ma, además tobas, hialoclastitas, diabasas las cuales según Brook (1984), deben pegmatíticas y chert. La diabasa es de ser tomadas como representativas de color verde a verde oscura, de grano edades mínimas. De Souza et al., (1984) fino a medio. Las variedades porfiríticas, en Aspden, 1984, reportan basados en son comunes, cuyos fenocristales son numerosas dataciones K/Ar en basaltos principalmente piroxeno (augita y/o del departamento del Cauca una edad pigeonita) y plagioclasa, presentando promedio de 81 ± 11 Ma. además minerales de ilmenita, magnetita, clorita y cuarzo. Es común encontrar Mucho más relevante que las dataciones zeolitas, prehnita y pumpellyta, lo cual es radiométricas, es la evidencia fósil, obtenida indicativo de metamorfismo de bajo grado. de las intercalaciones sedimentarias. Es También existen variedades amigdaloides. así como Nelson (1962) y Barrero (1979) Las brechas inter–almohadillas están reportan una edad Turoniano a Coniaciano compuestas por palagonita, en cemento inferior, para un horizonte sedimentario, al de cuarzo, calcita, clorita y/o epidota. suroeste de Vijes, en San Marcos. Etayo et al., (1982) reportan edades en radiolarios, Aunque se han reportado casi todos los no más antiguas que Turoniano, en una ambientes de formación para estas rocas, secuencia de lavas almohadilladas, tobas los datos geoquímicos disponibles se y cherts, expuestas en el Km 55,7 de la ajustan más al de basaltos generados en una carretera Buga - Buenaventura. Más al meseta o plateau oceánico, caracterizado norte, estos mismos autores encontraron por concentraciones relativamente bajas varios fósiles marinos de edad Turoniano de LIL, contenidos de Nb y Ta mayores que -Maestrichtiano. las del MORB y los patrones planos de los elementos de las tierras raras (Montoya, El Grupo Diabásico es correlacionable, 2003); este plateaux haría parte del al norte, con los Basaltos de La Trinidad Plateaux del Caribe (Nivia et al., 1997). reportados por Parra (1983) y con la Para Barrero (1979) el magma que originó Formación Barroso (Álvarez & González, estas rocas fue de naturaleza toleítica 1978); hacia el sur, en el Departamento con bajos contenidos en sílice y potasio, de Nariño es correlacionable con el
50 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
Complejo Ígneo-Básico del Ecuador, el dirección N – S con una longitud de 6,5 cual corresponde a la prolongación sur de Km y un ancho máximo de 2 Km, estando la cordillera Occidental de Colombia, en truncado en su extremo norte por la Falla donde Goossens et al., (1973) realizaron Dagua – Calima. dataciones K/Ar en roca total a diversas muestras de basaltos, obteniendo edades La roca se encuentra meteorizada, es meso– que varían entre los 110 ± 10 Ma y 54 ± melanocrática con cristales de tamaño medio 5 Ma. a muy gruesos y pegmatíticos. Localmente presenta áreas irregulares de material más ácido. La textura es idiomórfica, granular a 3.2.3 Rocas Plutónicas dolerítica y está compuesto por plagioclasa, piroxeno y minerales opacos. Las áreas Maficas de material más ácido están constituidas por gabrodiorita leucocrática compuesta Estas rocas se encuentran dentro del por plagioclasa moderadamente fresca conjunto que Nivia (2001) considera de composición andesina a labradiorita, como Rocas Plutónicas Ultrámaficas y cuarzo (20%) y cantidades menores de Máficas. Las rocas ultramáficas consisten piroxeno. en secuencias bandeadas de dunitas, peridotitas y piroxenitas, representadas por el Complejo Ultramáfico de Bolívar y el Macizo Ofiolítico de Ginebra; las rocas 3.2.3.2 Stock de El Palmar máficas están constituidas por gabros, troctolitas y gabronoritas representadas Cuerpo definido por Aspden et por los gabros de Riofrío, Río Volcanes, al.(1985), como un plutón elongado de stock del Muñeco, stock de Zabaletas, stock aproximadamente 40 Km2, que se extiende de El Tambor, stock de El Palmar, stock de aproximadamente 16 Km en dirección N – El 18 y stock de Villa Carmelo; los cuales S y 5 Km en dirección E – W. Presenta una se encuentran en forma de escamas a lo pobre exposición en las localidades de El largo de la PLOCO, en el departamento del Palmar y El Carmen (Municipio de Dagua), Valle del Cauca, en íntima asociación con debido a que tiene un espeso perfil de otras vulcanitas básicas. meteorización, por lo que la delimitación de la unidad se realizó a partir del exámen A continuación se describe la nomenclatura de bloques presumiblemente in situ. y litología de los gabros que afloran en las planchas 279 Dagua y 299 Jamundí; A pesar de su pobre exposición se posteriormente se habla del ambiente, han identificado dos fases diferentes, edad y correlación en general para las representadas por gabros ortopiroxénicos rocas plutónicas máficas definidas por y gabros hornbléndicos definidos a Nivia, 2001. continuación y ubicados en las planchas 279 Dagua y 299 Jamundí.
3.2.3.1 Gabro de Zabaletas (K dbgz) 2 3.2.3.2.1 Gabro de El Palmar (K dbgp) Hace parte del Stock de Zabaletas; plutón 2 definido por Aspdenet al.(1985), que aflora al este de Zabaletas (Municipio de Restrepo) Son gabros ortopiroxénicos de color verde de donde recibe su nombre (plancha 279 oliva oscuro, grueso granulares y con una Dagua). En superficie es elongado en composición que varía de hipersténico
51 Geología a norita dialágica. El mineral esencial es plagioclasa y los minerales accesorios Está constituido por un cuerpo grueso incluyen ortopiroxeno y clinopiroxeno. granular y localmente pegmatítico. La Tiene una fase opaca como accesorio textura de los gruesos granulares es secundario. El ortopiroxeno es hiperstena alotriomórfica y la pegmatítica consiste en que se presenta en grandes cristales un intercrecimiento de listones tabulares euhedrales con tamaños que alcanzan de plagioclasa y piroxeno. Los cristales 5 – 6 mm, generalmente frescos, con individuales presentan orientación que desarrollo de gotas o láminas de exsolución sugiere asentamiento cumulítico. Las a clinopiroxeno y alteración marginal plagioclasas son de composición labradorita ocasional a anfíbol y clorita. y los piroxenos son de composición augítica y cantidades menores de cuarzo intersticial. 3.2.3.2.2 Gabro Hornbléndico de El
Palmar (K2dbgph) 3.2.3.4 Gabro de villa Carmelo Estos gabros hornbléndicos afloran en sectores de El Palmar y Borrero Ayerbe (K2dbgvc) (Aspden et al., 1985), localizados en la Cuerpo definido como Stock de Villa plancha 279 Dagua. Están constituidos por Carmelo por Verdugo & Aspden (1985) al plagioclasa de composición labradorita a este de Villa Carmelo (Municipio de Cali) andesina, cuarzo presente en inclusiones en la plancha 299 Jamundí. menores intersticiales o en intercrecimientos simplécticos con plagioclasa; el accesorio Se dispone de pocos detalles petrográficos, principal es anfíbol hornbléndico que pero parece que la intrusión consiste constituye entre el 15 y 60% de la roca. esencialmente de gabros clinopiroxénicos Muchos cristales están alterados a uralita con concentraciones menores de material y/o clorita y en algunos núcleos se cuarzodiorítico. Aunque de acuerdo con observan reliquias de clinopiroxeno. Entre Verdugo & Aspden (1985) este cuerpo se los minerales accesorios se incluyen apatito incluye dentro de los gabros cogenéticos con y clinozoicita. la Formación Volcánica o Grupo Diabásico; los análisis geoquímicos de esta unidad (Nivia, 2001) indican que probablemente 3.2.3.3 Gabros de El 18 (K2dbgd) se trata de una fase básica del Stock de Pance. Definido por Aspden et al. (1985) como el Stock de El 18, el cual corresponde a un Las características de deformación de cuerpo de gabro de aproximadamente 2 las rocas ultramáficas y máficas de la 2 Km que aflora en las cercanías del Km 18 PLOCO sugieren un evento principal de de la carretera Cali – Dagua en las planchas metamorfismo dinámico. Los resultados de 279 Dagua y 299 Jamundí. un número limitado de análisis realizados para elementos mayores, traza y REE en Sus contactos no se han observado, pero los intrusivos de la cordillera Occidental, por la presencia de basaltos recristalizados se presentan en Aspden (1984) y Aspden en sus alrededores sugieren relaciones & McCourt (1986). Estos autores sugieren intrusivas. Varios diques cuarzodioríticos que estos datos y las evidencias de campo, con espesor máximo de 1,5 m cortan las petrográficas y geocronológicas indican rocas en los alrededores, pero su relación que los intrusivos están genéticamente con el gabro se desconoce. relacionados con los Basaltos de la
52 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
Formación Volcánica (Nivia, 2001) o Grupo (Municipio de Mallama). Aunque se ha variado Diabásico. la caracterización del cuerpo en cuanto a su denominación como unidad litológica de Edad. En las rocas ultramáficas y máficas de origen ígneo, ésta se complementa con la la PLOCO se han realizado varias dataciones localidad tipo de Piedrancha donde se han radiométricas. Sin embargo, dado su bajo hecho las descripciones más detalladas por contenido en K y Rb, es probable que estos facilidad de acceso (Grosse, 1935; Álvarez datos sólo permitan establecer un rango & Linares, 1979; Arango & Ponce, 1980; aproximado de su edad (Nivia, 2001). Un MMAJ - JICA, 1981; GEOMINAS, 1982). estimativo de la edad de cristalización es reportada por Brook (1984) a partir de González et al.,(2002) propone el nombre análisis K/Ar en separados de hornblenda de Granodiorita de Piedrancha, para el arrojó edades de 84 ± 2 y 83 ± 2 Ma. cuerpo ígneo de origen plutónico que aflora en los alrededores de Piedrancha Barrero (1979) considera que el Complejo teniendo en cuenta las recomendaciones Ultramáfico de Bolivar intruye las rocas de la International Subcommision on volcánicas y reporta una edad (K/Ar en Stratigraphic Classification – ISSC hornblenda) de 88,8 ± 13,8 Ma para una (1987, 1994) para nominar las unidades anfibolita fino cristalina que se considera estratigráficas de origen ígneo: composición producto de metamorfismo de contacto predominante (granodiorita) y el área (Nivia, 2001). específica donde aflora (Piedrancha).
A lo largo de la PLOCO se encuentran El cuerpo de Granodiorita de Piedrancha cuerpos de gabro cuyas características presenta facies porfídicas cuya relación litológicas y cronológicas permiten con el cuerpo principal no es clara. Forma establecer correlaciones con las unidades un cuerpo de dirección NE, paralelo a las de gabro anteriormente descritas. Entre estructuras regionales en este sector de la ellos sobresalen el Gabro de Anserma, el cordillera Occidental y se extiende hacia Gabro Uralítico de Belén de Umbría (Estrada el norte en la plancha 409 Las Cruces, & Viana, 1993), el Plutón de Mistrató con una longitud aproximada de 35 Km, (Calle et al.,1984; Estrada & Viana, 1993), una amplitud máxima de 10 Km y una el Gabro de Altamira (Mejía et al., 1983a extensión máxima de 350 Km (MMAJ - JICA, y b), el Stock de Buriticá y el Batolito 1981). Los principales afloramientos en su de Sabanalarga (Álvarez, 1983; Mejía et extremo norte se encuentran sobre el río al.,1983a). Los tres últimos presentan Telembí, la carretera a la vereda El Paraíso, además una fase ácida asociada que camino El Paraíso – El Edén y la quebrada permite su comparación con los cuerpos La Bombona (plancha 428 Túquerres); en compuestos como los stocks del Tambor, el extremo sur aflora sobre la carretera a río Volcanes y el Complejo Ultramáfico de Tumaco en los alrededores de la población Bolívar que tienen una fase diferenciada de de Piedrancha de donde recibe su nombre, composición trondjemítica (Nivia, 2001). en la quebrada Piedrancha y sobre el camino que conduce al cerro Gualcalá (plancha 428 Túquerres). 3.2.4 Granodiorita de Presenta contactos intrusivos tanto con las Piedrancha (E1gdpa) rocas del Grupo Diabásico como con las sedimentitas del Grupo Dagua. En ambos Cuerpo plutónico localizado en los casos se observan efectos térmicos claros alrededores de la localidad de Piedrancha con recristalización y neomineralización con
53 Geología paragénesis metamórficas, que no están de una aureola de contacto de media– en equilibrio con las observadas en las baja, las estructuras en las sedimentitas zonas no afectadas por el metamorfismo truncando la estratificación aunque hay de contacto; estas paragénesis indican poca deformación en éstas es atribuible condiciones de bajo a medio grado en a la intrusión y el cuerpo es en general, facies Albita – Epidota a Hornblenda de gran uniformidad litológica aunque Cornubianita. Además, cerca de los presenta algunas facies inequigranulares contactos son comunes digitaciones del y diques aplíticos relacionados que intrusivo en las rocas encajantes y diques cortan tanto las rocas encajantes como de felsitas finogranulares, que cortan tanto el intrusivo en sus facies marginales. Las la roca de caja como el intrusivo. Gran características anteriores corresponden a parte de las mineralizaciones conocidas en las de plutones emplazados en la transición la región están relacionadas al contacto de entre la mesozona y la epizona en el este cuerpo o de sus apófisis con las rocas sentido de Buddington (1959) (González básicas del Grupo Diabásico (González et et al.,2002). al.,2002). La Granodiorita de Piedrancha y los cuerpos Las rocas predominantes en el cuerpo de relacionados podrían considerarse como Piedrancha son faneríticas inequigranulares una continuación del cinturón plutónico de grano grueso a medio, con cristales Cenozoico (Paleógeno – Neógeno) de la hasta de 8 mm, macizas, ocasionalmente cordillera Occidental ecuatoriana (Hall néisicas hacia los bordes, con foliación & Calle, 1982) que intruye, en territorio protoclástica definida por la orientación colombiano, las rocas del Grupo Diabásico paralela a subparalela de cristales y del Grupo Dagua del Cretácico Superior tabulares de hornblenda y de láminas de (González et al., 2002). biotita. Su color es gris claro moteado a blanco y negro. Mineralógicamente están Edad. Existen varias determinaciones K/Ar constituidas por cuarzo – plagioclasa, para rocas de la Granodiorita de Piedrancha feldespato potásico, hornblenda y biotita así como para cuerpos correlacionables en porcentajes variables, una composición en el área y aunque la mayor parte de predominante entre granodiorita y tonalita, ellas son concordantes en las edades ocasionalmente diorítica hacia los bordes reportadas que indican el Oligoceno tardío, en contacto con las rocas diabásicas. Los al menos dos de ellas son más antiguas minerales accesorios son principalmente e indicarían posibles edades del Paleoceno opacos, tanto óxidos como sulfuros, que al Eoceno (González et al., 2002). Para en las zonas mineralizadas se encuentran Álvarez & Linares (1979) la edad de asociados preferencialmente a hornblenda 62,6 Ma obtenida en hornblenda es las – biotita o rellenando microfracturas. más antigua en cuerpos plutónicos de la Además se encuentran cristales de cordillera Occidental y es discordante con apatito, circón diseminado o incluido en la obtenida en biotita de 23 ± 3 Ma; según ferromagnesianos, esfena y epidota. Álvarez (1983) en este caso “la edad K/Ar en hornblenda podría interpretarse como La Granodiorita de Piedrancha es afín la edad de cristalización y emplazamiento con un origen ígneo intrusivo a partir de del plutón y la obtenida en biotita podría un magma calco – alcalino. El contacto corresponder a un evento tectónico o del plutón granodiorítico tanto con las termal, quizás el levantamiento de la sedimentitas del Grupo Dagua como con las cordillera Occidental”. Aunque el mismo rocas básicas del Grupo Diabásico, indica un autor anota que en el sur de Colombia el origen ígneo caracterizado por la presencia magmatismo migró de occidente a oriente
54 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano durante el Cenozoico, es probable que las dominantemente sedimentaria limitada edades obtenidas correspondan a pulsos por bloques corticales de basaltos de la magmáticos diferentes y que el cuerpo Formación Volcánica o Grupo Diabásico, batolítico esté compuesto por plutones su contacto superior es discordante y de composición similar, pero diferentes subyacen rocas sedimentarias Cenozoicas edades, tal como lo indicaría el hecho de que (Verdugo & Nivia, 1985). los granitoides gruesogranulares intruyan la granodiorita de grano fino. Además, es Excelentes exposiciones de estas rocas claro que son más jóvenes que las de las se presentan en el río Pance, plancha 299 dioritas y granodioritas que intruyen las Jamundí. Su espesor varía de sur a norte rocas diabásicas en áreas aledañas con de 2.500 a 200 m y desaparece al norte de una tendencia clara de diferenciación, pues la falla del río Meléndez (Verdugo & Nivia, entre más joven es la edad obtenida, más 1985). ácida es la composición (González et al., 2002). Consiste en una secuencia interestratificada de cherts, lodolitas síliceas, areniscas y Tanto al este como al sureste y suroeste localmente lodolitas arcillosas fisibles, del cuerpo batolítico se encuentran stocks con horizontes esporádicos de brechas de composición granodiorítica a tonalítica, sedimentarias. Al sur de Villa Colombia, que se han correlacionado con el cuerpo se encontraron intercalaciones menores principal de Piedrancha. Entre estos de basaltos y doleritas como parte de esta cuerpos por su extensión o relación con unidad. mineralizaciones conocidas en el área, merecen citarse al este los de Santa Rosa La formación Ampudia representa el mismo de unos 4 Km de extensión, el del río ambiente que el Grupo Dagua indicado Ramos en la plancha 428 Túquerres, de 3 por periodos de sedimentación marina x 2 Km que presentan mineralizaciones de contemporáneos o alternantes con la pirita - calcopirita - molibdenita (MMAJ - actividad volcánica en un ambiente oceánico JICA, 1981 en: González et al.,2002). y corresponde a secuencias constituidas por una mezcla de sedimentos clásticos y pelágicos (González et al.,2002). 3.2.5 Formación Ampudia Edad. Las evidencias fósiles disponibles, (K2am) indican edades Coniaciano – Santoniano (Keiser, 1954) y Coniaciano – Maestrichtiano Verdugo & Nivia (1985), propusieron esta (Orrego, 1975). unidad para referirse a una secuencia sedimentaria expuesta en la carretera Las formaciones Espinal y Ampudia se Jamundí–Villa Colombia cerca de Ampudia podrían correlacionar con las formaciones (Inspección Departamental de policia – Aguaclara y Marilopito de Orrego (1975) IDP, de Jamundí). Estas rocas, descritas en el sentido de que se trata de rocas previamente por Keiser (1954), quien sedimentarias carentes de metamorfismo las denominó como “Conjunto Diabásico dinámico; las secciones de referencia Sedimentario y Estratos de Ampudia” propuestas para las formaciones Aguaclara afloran a lo largo del flanco oriental de la y Marilopito muestran, sin embargo, cordillera Occidental en la parte oriental de la diferencias notables con las descritas para plancha 299 Jamundí y pueden ser trazadas las formaciones Espinal y Ampudia. Estas hacia el sur en le Departamento del Cauca diferencias se pueden interpretar como (Nivia, 2001), formando una intercalación cambios faciales a lo largo de la PLOCO; las
55 Geología relaciones estructurales entre unidades y el de una secuencia única, con el mencionado patrón de fallamiento de esta provincia no metamorfismo dinámico desarrollado en permite decir, si la correlación es correcta especial sobre los horizontes de lodolitas o si se trata de niveles sedimentarios no poco competentes. Presenta un espesor relacionados (Nivia, 2001). que varía de 1.000 m a 2.500 m.
La unidad está conformada por una 3.2.6 Formación Río Piedras sucesión de rocas sedimentarias de origen marino, compuesta por intercalaciones de (K2E1rp) areniscas, limolitas, chert y conglomerados. Las limolitas y arcillolitas son de color gris Formación propuesta por Aspden (1984); oscuro a negro con laminación fina muy consiste en un cinturón de sedimentitas marcada; la geometría de las capas es cuarzosas plegadas, esencialmente no gruesa y continua con contactos netos tectonizadas y no foliadas que afloran en y planos e intercalados con niveles de el extremo del flanco oeste de la Cordillera areniscas, chert o liditas. Occidental, a lo largo de los departamentos del Valle del Cauca y del Cauca. La sección El predominio de rocas de composición tipo se encuentra en el río Piedras y las arcósica indica un transporte poco secciones representativas se encuentran prolongado desde una fuente continental en la parte baja de los ríos Aguaclara y su próxima; esta secuencia se depositó como tributario Aguaclarita (plancha 279 Dagua); una turbidita proximal (Montoya, 2003). además se encuentra cartografiada en las Para Etayo et al. (1982) se generó por planchas 298 San Antonio de Yurumangüí, corrientes de turbiedad que se depositaron 299 Jamundí y 319 Zaragoza. como una secuencia de turbiditas completa, en donde la acumulación de los sedimentos En el departamento del Cauca, estas se dio en la base de un talud continental rocas, se presentan en forma de fajas contiguo a una fosa oceánica. Para Nivia alargadas paralelas al eje de la cordillera, (1998), estas secuencias clásticas se intercaladas con las volcanitas o intruidas depositaron en cuencas desarrolladas en por las mismas, como también en simples el talud continental, slope basins, sobre un paquetes sedimentarios sin ninguna complejo acrecionario y fueron imbricadas intercalación volcánica. La secuencia se dentro de éste. presenta disturbada con buzamientos variables de dirección preferentemente Edad. La edad del Cretácico tardío hacia el oeste. determinada para esta unidad ha sido asignada con base en los fósiles encontrados Hacia el oeste la formación Rio Piedras en la quebrada Lázaro, Municipio de Toro, está suprayacida discordantemente por departamento del Valle del Cauca (Etayo sedimentitas Cenozoicas de la Formación et al., 1982; Parra, 1983). Los análisis Raposo, mientras su contacto oriental no de fósiles (Rzehakina epigona, junto con está bien definido y pasa poco a poco a Bolivina sp. y radiolarios) encontrados en la formación Cisneros con un aumento en una muestra localizada en la quebrada tectonismo (Aspden et al., 1985); para Sorobiata, afluente del río Garrapatas, Nivia (2001), este contacto es fallado arrojan una edad Paleoceno tardío y está marcado por un incremento en la (Guzmán, 2000, en: Montoya, 2003), por deformación penetrativa a lo largo de un lo que se le asigna a esta unidad una edad intervalo estratigráfico, que presenta un Cretácico tardío – Paleoceno (Montoya, aumento de la relación lodo/arena dentro 2003).
56 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano 3.2.7 Ultramafitas de Guapi A pesar, de que las observaciones de campo, no fueron suficientes para determinar el (K2E1umgp) modo de emplazamiento de los complejos ultramáficos en las rocas encajante, algunas Definida por Ortega (1981–1982). Consiste consideraciones preliminares, tales como, en cuerpos alargados, emplazados el fallamiento de tipo normal, los contactos tectónicamente; el cuerpo principal se tajantes entre gabros y peridotitas, encuentra localizado en las partes altas del alguna gradación observada (pequeños río Guapi y sus afluentes Pilpe, Napi (Colón y esporádicos niveles de cromita) y su y Brazoseco), tiene un rumbo aproximado configuración geométrica, permite suponer NE, una longitud de 45 Km y 10 Km de un emplazamiento diapírico de cumulados ancho aproximadamente; aflora en las cristalinos, como el propuesto por Barrero planchas 341 Cerro Timbiquí, 362 Baqueria (1979), para toda la cordillera Occidental y 363 Argelia. (Ortega, 1981 – 1982).
Está delimitada por el oeste en contacto Edad. La edad de las Ultramafitas de fallado con volcánicos básicos (basaltos Guapi es incierta, pero por su asociación y andesitas), por el este con rocas con los gabros y basaltos del sector sur metamórficas de bajo grado (filitas del de la cordillera Occidental, se considera Grupo Dagua), basaltos y diabasas (Grupo que pueden ser contemporáneos, o sea de Diabásico) hacia el extremo sur. Por el edad Cretáceo Superior. norte, está en contacto con cuarzodioritas, por medio de una falla transversal de rumbo aproximado E – W (Ortega, 1981 – 1982). 3.2.8 Formación Timbiquí (E E tm) Es una roca compuesta esencialmente por 1 2 serpentina, antigorita con relictos centrales La Formación Timbiquí (Annells et al., 1988) de olivino. La presencia de olivino en consiste predominantemente de rocas relictos, únicamente descarta la de otros volcánicas andesíticas con una delgada máficos. El mineral opaco presente se secuencia de arenas fosilíferas y lodolitas restringe a las fracturas; su composición es en la parte superior. Aflora con tendencia esencialmente ortopiroxenita y dunitas sin NW y un espesor de 3 a 4 Km en las una visible definida zonación; está afectada cuencas de Timbiquí y Napi, por encima de por diferentes grados de serpentinización la cota 500 del piedemonte de la cordillera en forma irregular; la roca presenta Occidentral entre La Concesión, El Brizo y magnetita diseminada (1 – 2% del volúmen Tití (Timbiquí) y en la quebrada Coloncito total de la roca). y Brazo Seco (Napi); en las planchas 319 Zaragoza, 341 Cerro Timbiquí y 363 Argelia. La distribución y las características Abundan grandes bloques de aglomerados petrográficas de las rocas ultramáficas andesíticos a lo largo del cañón del río integran el modelo propuesto por Aluja et Timbiquí cerca de Tití. al.(1975), en el sentido de la existencia de éstas en la cordillera Occidental como Las rocas de la Formación Timbiquí están complemento del conjunto ofiolítico parcial cubiertas por rocas sedimentarias de la (Grupos Dagua y Diabásico) propuestos Formación Raposo sin una gran discordancia por ellos (Ortega, 1981 – 1982). angular, pero con discontinuidad estratigráfica.
57 Geología
Esta formación está constituida por dos abundantes fósiles bien preservados de miembros: uno de rocas volcánicas y foraminiferos, radiolarios y hojas. otro de rocas sedimentarias conocido informalmente como miembro Colón, Es esencial la litología del Miembro Colón que aflora en el río Colón, en cercanía al como indicadora de las condiciones de municipio de Timbiquí (plancha 341 Cerro formación de la Formación Timbiquí, en Timbiquí). la cual a partir de la asociación de fósiles desarrollada en condiciones marinas Las rocas volcánicas por su litología de aguas profundas, se desarrolla un corresponden a un micropórfido basáltico de ambiente oceánico que finaliza en una andesita donde el 10 - 25% lo constituyen margen continental activa evidenciada fenocristales de plagioclasa y clinopiroxeno por la presencia de las rocas volcánicas de que constituyen lavas compactas e dicha formación (Annells et al., 1988). intrusivos y brechas aglomeraticas con bloques angulares de andesitas en una Edad. Por sedimentos recolectados matriz fino granular pulverizada o material del Miembro Colón en la Qda Colón, se andesítico finamente cristalizado que parece determinó una edad Eoceno Medio - tener un origen vítreo. Las plagioclasas Oligoceno y facies neriticas profundas a se presentan en largos prismas tabulares abisales, a partir del contenido fosilífero de euhedrales de 3x2 mm de tamaño. Por el dicho miembro (Duque-Caro; comunicación método de extinción simétrica se determinó escrita, Junio de 1988 en, Annells et al., que la plagioclasa presente es andesina 1988).
(An30-50); los fenocristales de clinopiroxeno son prismas tabulares euhedrales de Las rocas volcánicas de esta formación se translucencia verde pálido a café pálido, correlacionan petrográficamente con las de 10 mm de longitud, algunas veces con andesitas de la Formación Aguacate del textura fibrosa. Plio – Pleistoceno, las cuales generan un ambiente similar en Costa Rica y generan Algunas rocas contienen dispersos mineralizaciones epitermales de oro (Amos fenocristales prismaticos euhedrales de & Rogers, 1983; Cigolini & Chaves, 1986). color café claro de clinoanfibol, que son raros en las fases andesita y más típicos de composiciones daciticas (Nockolds et 3.2.9 Cuarzodiorita de al., 1978; Middlemost, 1985). Casi todas las rocas volcánicas de la Formación Tallambí (E3cdtll) Timbiquí presentan saussuritización de plagioclasa a albita, sericita y epidota, y Cuerpo definido por Parra & Velásquez, de minerales ferromagnesianos a clorita y 2002, en los alrededores del corregimiento calcita (Beddoe - Stephens; comunicación de Tallambí, Municipio de Cumbal (Nariño), escrita, 1988). plancha 447 Bis Tallambi. Consta de rocas intrusivas, holocristalinas, con cristales Las rocas sedimentarias del techo de la de tamaño superior a 3 mm, de afinidad Formación Timbiquí, en el río Colón constan granitoide, intruyendo rocas de los Grupos de una secuencia de aproximadamente Dagua y Diabásico. Aparentemente, la 250 m de espesor, de escasas areniscas mayor extensión de este intrusivo se conglomeraticas de grano fino a medio y encuentra en jurisdicción de la República lodolitas. En algunas partes de la secuencia del Ecuador, donde se le conoce como se observan canales angostos rellenados Batolito de Apuela (Baldock, 1982). Los por sedimentos gruesos y finos. Contienen mejores afloramientos se encuentran en el
58 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano río Numbí, en el camino Tallambí – Numbí calcopirita en venillas que se presentan y en el río San Juan, aguas abajo del de manera penetrativa sobre toda la roca. cdorregimiento de Tallambí, municipio de En el territorio colombiano no se observan Cumbal, Nariño en la plancha 447 Bis. afloramientos con bornita y calcosina, pero de acuerdo con lo observado en el campo, Al parecer, en la plancha 447 Bis Tallambí, tales minerales sí aparecen hacia el lado del aflora la parte superior del cuerpo intrusivo, Ecuador, en inmediaciones de la población puesto que en el camino Tallambí – La Unión de Chical, indicando la probable existencia se encuentran afloramientos meteorizados de un sistema de pórfido cuprífero (Parra & de extensión menor a 3 m, con saprolitos Velásquez, 2002). de afinidad cuarzodiorítica a tonalítica. En el mismo sector se pueden identificar Por las características de los contactos rocas con características de cornubianas, que indican una cercanía a profundidad, identificadas por su timbre y grano más de un cuerpo intrusivo de mayor área y la fino. Las diabasas encajantes presentan formación de cornubianas en facies de albita silicificación, propilitización y cloritización, epidota con las rocas pelíticas encajantes, lo que dificulta trazar el contorno de los se deduce que el cuerpo se emplazó a poca contactos. Hacia estos últimos, la roca profundidad relativa, donde se presentó toma texturas porfídicas, muy similares a un enfriamiento rápido hacia los contactos la de los intrusivos hipoabisales presentes con las rocas encajantes, que no permitió en el área. el crecimiento de todos los cristales de las rocas en sus contactos (Parra & Velásquez, Macroscópicamente, las rocas de este 2002) cuerpo, son de color gris verdoso, textura hipidiomórfica granular, holocristalina, con (Galvis, J.,1980 en: Nivia, 2001), propone cristales de plagioclasa que conforman que estos intrusivos cuarzodioríticos de un poco mas del 50% de la masa total, margen continental son el resultado del hornblenda entre el 10 y el 20%, cuarzo magmatísmo ocasionado por el rompimiento entre 5 y 15%, en tanto que biotita se de la placa oceánica y la formación de presenta sólo en algunas muestras, en una nueva zona de subducción, que se cantidades inferiores al 10%. Los minerales dio a finales del Cretáceo o principios del opacos presentes son pirita y magnetita. Cenozoico y que está localizada al oeste de la actual costa Pacifica. Los análisis permiten clasificar la roca dentro del rango de cuarzodiorita y tonalita, con Edad. Göbel & Stibane (1979), predominio de la primera. El anfíbol original determinaron para este cuerpo, una edad (hornblenda), ha sido reemplazado por de 30 ± 1,9 Ma por K/Ar en hornblenda. tremolita debido a procesos de alteración hidrotermal propilítica. Los cristales, La Cuarzodiorita de Tallambí, puede alargados y fibrosos, se encuentran correlacionarse con otros cuerpos de también cloritizados. afinidad granítica ubicados al norte y al sur de la plancha 447 Bis Tallambí, En los alrededores de la población de específicamente con la Granodiorita de Tallambí, en la frontera ecuatoriana es Piedrancha (Colombia) y el Batolito de muy notable la presencia de alteración Apuela (Ecuador). propilítica con mineralización de pirita y
59 Geología 3.2.10 Pórfidos Andesíticos de algunas venas de epidota o en granos finos dispersos en toda la masa. del Río Perlas (E3pad) Casi todas las muestras tienen pirita Parra & Velásquez (2002), definen como diseminada (0,5 – 1%) y magnetita (1 Pórfidos Andesíticos del río Perlas a los – 1,5%). La clasificación de acuerdo con cuerpos intrusivos hipoabisales menores la proporción de cristales de plagioclasa y 2 de 10 Km que forman cerros de vertientes cuarzo, los ubica dentro del campo de las escarpadas como El Dorado y Guachopis, andesitas (pórfidos andesíticos, Le Maitre localizados al norte y noreste del caserío La et al.,1989). Unión (plancha 447 Bis Tallambi). Algunos cuerpos son tan pequeños que no alcanzan En la cordillera Occidental de Colombia se a salir en el mapa respectivo, tales como han cartografiado numerosos intrusivos silos y diques de 20 m de espesor que hipoabisales, algunos de ellos relacionados afloran en el cauce del río San Juan y en con mineralizaciones importantes como cercanías de Tallambí. el stock de Suárez, Cauca (Álvarez et al. 1980, 1981), los cuales se asocian a una Los mejores afloramientos de los pórfidos etapa de magmatísmo localizada entre el andesíticos se encuentran ubicados en la Mioceno y el Plioceno. Otros cuerpos que margen derecha del río Perlas, por encima se encuentran asociados lateralmente de la cota 1800 y en el río Numbí, al norte con plutones de afinidad granítica, se del caserío La Unión; en las planchas 363 han interpretado como facies tardías y Argelia, 409 Las Cruces, 427 La María, 428 por lo tanto tienen una edad menor que Túquerres, 447 Bis Tallambí y 447 Ipiales. dichos plutones (Sillitoe et al, 1982). Por su cercanía a la Cuarzodiorita de Tallambí, En general los contactos se encuentran Parra & Velásquez (2002) asumen que los cubiertos o completamente meteorizados, Pórfidos Andesíticos del río Perlas son una sin embargo en el río San Juan, entre facies tardía del magmatismo que originó los caseríos de La Unión y San Juan de el intrusivo, es decir, post-Oligoceno. Mayasquer, se pudo apreciar el contacto de un silo de pórfido andesítico con rocas Edad. Son muy pocos los cuerpos sedimentarias de la unidad areno - arcillosa hipoabisales de la cordillera Occidental que del Grupo Dagua. El contacto es neto y han sido datados. En el departamento de las arcillolitas se encuentran fuertemente Chocó, la andesita de la Equis tiene una endurecidas por lo menos en un tramo edad de 10,4 ± 2,9 Ma; el basalto de El de 5 m con formación de cornubianas de Botón en cercanías de Dabeiba, Antioquia, albita – epidota. dio una edad de 9,3 ± 0,8 Ma (Restrepo et al., 1979). Otras dataciones en la cordillera En muestra de mano la roca es masiva, Occidental corresponden a intrusivos porfídica, con fenocristales de plagioclasa graníticos con edades que oscilan entre hasta 35%, de 2 a 3 mm de longitud, 6,2 Ma (Stock de Suárez, Cauca, Álvarez anfíbol en un 20%, con cuarzo sólo et al., 1979) y más de 40 Ma (Batolito de en algunas muestras con porcentajes Mandé, Antioquia, Restrepo et al., 1979). inferiores al 5%. La matriz es afanítica con colores grises en diversos tonos. La Provisionalmente, se le asigna una edad mayoría de las muestras parecen tener post-Cuarzodiorita de Tallambí, es decir, alteración hidrotermal evidenciada por el similar a la de la Granodiorita de Piedrancha color verde de la hornblenda y la presencia (30 ± 1,9 Ma), es decir post–Oligoceno (Parra & Velásquez, 2002).
60 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano 3.2.11 Cuerpos Intrusivos otros muestran un grado variable de reemplazamiento y/o alteración a albita, del Batolito de Anchicayá ortoclasa, cuarzo y sericita. (N dta, N ddn, N dsl, N drp, 1 1 1 1 La biotita y la hornblenda se presentan N1dan, N1dcc, N1dacl) como cristales intersticiales, generalmente frescos o parcialmente alterados a clorita. Aspden et al., 1985 (en Nivia, 2001); El cuarzo normalmente intersticial forma reporta que en la cordillera Occidental al grandes cristales o agregados. Las texturas oeste de la Falla Río Bravo se presentan gráficas y la moscovita son comunes en varios stocks de composición tonalítica que diques aplíticos. En las aureolas de contacto intruyen formaciones cretácicas. Teniendo de los stocks es frecuente el desarrollo en cuenta que varios de estos stocks de andalusita, granate y biotita. En los dieron la misma edad en determinaciones alrededores del área de afloramiento, se radiométricas K/Ar, que sus características presentan venas de cuarzo auríferas petrográficas muestran una gran similitud relacionadas probablemente con las fases y una distribución espacial limitada, Nivia neumatolítica e hidrotermal de la intrusión & Aspden (1984) postulan que todos del Batolito de Anchicayá (Nivia & Aspden, hacen parte de un evento intrusivo único 1984). conformando colectivamente el Batolito de Anchicayá. Este Batolito está representado por una serie de cuerpos plutónicos, pequeños de Presenta afloramientos principalmente en composición dominantemente tonalitica, la plancha 279 Dagua; aunque también cuarzodiorítica y diorítica, entre los cuales se encuentran en las planchas 298 San se encuentran: Diorita de la Quebrada Antonio de Yurumangüí, 299 Jamundí, Tatabro (N dta), Diorita de El Danubio 319 Zaragoza y 341 Cerro Timbiquí; estos 1 (N ddn), Diorita de Quebrada Lucas (N dsl), últimos, representados por la diorita del 1 1 Diorita de Río Piedras (N drp), Diorita del alto de Anchicayá 1 Alto anchicayá (N1dan), Diorita del Río Caracolí (N dcc) y la Diorita de Agua Clara El Batolito de Anchicayá varía de tonalita 1 (N dacl). a cuarzo – diorita y presenta textura 1 holocristalina de grano medio. Aplitas y Edad. Brook (1984) obtuvo diez dataciones variedades porfiríticas, con fenocristales minerales K/Ar (en biotita y hornblenda) de plagioclasa se presentan con menor de cinco diferentes stocks del Batolito de frecuencia en diques. Algunos stocks Anchicayá. Estas edades varían entre 18 presentan hornblenda en la zona de y 20 ± 1 Ma y están de acuerdo con las contacto. determinaciones preliminares publicadas por Botero (1975) y Göbel & Stibane Los minerales esenciales son plagioclasa (1979). (40-60%) y cuarzo (10 – 15%) y los accesorios primarios hornblenda (10 – 15%) y biotita (hasta el 10%). Accesorios secundarios incluyen esfena y apatito 3.2.12 Rocas asociadas al ± moscovita, sericita, clorita, albita y Stock de Pance (N ghp) (N dp) ortoclasa. La plagioclasa varía de oligoclasa 1 1 a andesina y se presenta en cristales (N1pdp) (N1tp) euhedrales de maclamiento complejo y zonación ocasional. Algunos ejemplares El Stock de Pance es una intrusión presentan bordes de antipertita, mientras compuesta por tonalita – gabro que
61 Geología aflora en los alredores del río Pance Los minerales de alteración son clorita, en la plancha 299 Jamundí y tiene una sericita, calcita y epidota. extensión aproximada de 5 Km2. Intruye las formaciones cretácicas Ampuida, Grupo Diabásico y las formaciones paleógenas 3.2.12.3 Tonalita (N tp): Chimborazo, Guachinte y Ferreira (Aspden, 1 1984). Su carácter intrusivo es notable por Rocas leucocráticas de grano medio a la presencia de xenolitos anfibolitizados de grueso, compuestas por plagioclasa (55%) basalto derivados de la Formación Volcánica que varía de oligoclasa a andesina, cuarzo o Grupo diabásico y por el metamorfismo a intersticial (30%), hornblenda (10%), antrasitas de los carbones de la Formación biotita (5%) y minerales accesorios como Guachinte. En los contactos con el Grupo apatito, esfena y opacos. Diabásico generalmente se presentan hornblenditas por efectos de metamorfismo térmico. 3.2.12.4 Pórfido Diorítico (N1pdp): Este Stock está constituido por los siguientes Presenta un aspecto mesocrático y textura tipos de roca: gabro hornbléndico (N ghp), 1 porfídica. Está compuesto de fenocristales diorita hornbléndica (N dp), Tonalita (N tp) 1 1 de hornblenda (80%), plagioclasa (15%) y y pórfido diorítico (N pdp), descritos a 1 cuarzo y/o biotita (5%) que alcanzan hasta continuación. el 30% del volumen de la roca, embebidos en una matriz de composición similar pero donde el mineral predominante es la 3.2.12.1 Gabro Hornbléndico (N ghp): 1 plagioclasa (andesina).
Estos cuatro tipos de roca, no presentan Cuerpo melanocrático, grueso granular a entre sí contactos intrusivos y todos los pegmatítico, compuesto esencialmente de cuerpos tienen la misma edad, por lo que plagioclasa de composición variable entre se considera, que se trata de diferenciación labradorita y bitownita, augita, hornblenda dentro de un mismo evento magamático. y accesorios como apatito, esfena, cuarzo y opacos; como minerales de alteración Edad. Brook (1984), reporta cinco edades se presenta epidota, sericita y con menor minerales K/Ar en hornblenda para el Stock frecuencia calcita. de Pance que varían entre 17 ± 1 y 19 ± 1 Ma y una edad en roca total de 24 ± 2 Ma; considera que por tener el intrusivo 3.2.12.2 Diorita Hornbléndica (N dp): 1 una edad muy joven y un alto contenido en Rb, las dataciones K/Ar reflejan con Esta roca es de aspecto mesocrático, mayor precisión, la edad de intrusión. presenta textura fanerítica de grano grueso Göbel & Stibane (1979) reportaron una a fino; con frecuencia presenta xenolitos edad K/Ar de 16,5 ± 0,8 Ma para el Stock de anfibolita y diques aplíticos en las zonas de Suárez de composición similar y que de contacto con el Grupo Diabásico. Está aflora aproximadamente 40 Km al sur del compuesta en un 65% de plagioclasa intrusivo de Pance, en el departamento del de composición andesina y un 30% de Cauca. hornblenda; como accesorios se presentan clinopiroxeno, biotita, esfena, feldespato potásico y opacos en menor proporción.
62 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano 3.2.13 Diorita – Tonalita de 18 ± 1 Ma (Brook, 1984) que se toma como representante de la edad de la (N1dt) intrusión. Una edad más joven (12 ± 1 Ma, en hornblenda) de un dique similar a Cuerpos de Diorita - Tonalita, se encuentran uno 3 – 4 Km al oeste de la muestra de La relacionados a la Tonalita del río Timbita. Albania podría indicar, sin embargo, más Ocurre a manera de apófisis asociada a la de una fase de actividad de diques. Falla Bellavista, representada en la plancha 299 Jamundí.
Se presenta intensamente cizallada; 3.3 SERRANÍA DEL BAUDÓ su aspecto es leucocrático, de textura fanerítica. Compuesta de plagioclasa, La serranía del Baudó ocupa la parte cuarzo, hornblenda y moscovita. occidental del departamento de Chocó entre las planchas 89 Bis río Salaquí, 89 Ciénaga La Honda al norte y la 202 Pilizá al sur, con alturas que no sobrepasan los 3.2.17 Dacita Porfídica (N1da) 700 m.s.n.m. y su eje forma el divorcio de aguas entre la cuenca del río Atrato Cuerpos que afloran en la plancha 299 que vierte sus agua al mar Caribe y el Jamundì y podrían relacionarse a la serie oceáno Pacífico. Esta serranía es paralela a de rocas hipoabisales que McCourt (1984) la costa pacífica hasta unirse al norte con ha denominado Serie Porfirítica, asociadas la serranía del Darién en la frontera con al Batolito de Anchicayá y el Stock de Panamá. Pance. Estructuralmente hace parte del Bloque del Se presentan en forma de diques y silos Chocó (Duque – Caro, 1990 a, b) o terreno porfiríticos de composición andesítica – Chocó (Estrada, 1995), del terreno Cuna dacítica, intruidos generalmente siguiendo (Toussaint y Restrepo, 1989), del terreno los lineamientos de las fallas principales N – Baudó (Etayo et al., 1983) o del PLOCO en S que definen contactos entre las unidades el sentido de Nivia et al., 1997. metamórficas. Estos pórfidos consisten de fenocristales de plagioclasa, cuarzo La serranía del Baudó está constituida en menor proporción y ocasionalmente por rocas volcánicas básicas, incluyendo hornblenda, embebidos en una matriz fino basaltos y lavas almohadilladas del Crétacico cristalina de plagioclasa, cuarzo, biotita y Paleógeno con algunas intercalaciones y hornblenda en proporciones variables. de sedimentitas: piroclastitas básicas, Los fenocristales de plagioclasa muestran arenitas turbidíticas, shale, chert y calizas; zonación oscilatoria y los de cuarzo se está separada del flanco occidental de la presentan en cristales subredondeados cordillera Occidental por la cuenca del con bordes muy suaves. Los fenocristales Atrato y el límite sur se ha localizado a lo presentan fracturamiento menor atribuido a largo de la Zona Deformada de Istmina movimientos recientes a lo largo de las fallas (Duque – Caro, 1990 a) siguiendo la Falla regionales que controlan la distribución de del río Pepé (Cossio, 2002 a). los diques (McCourt, 1984). La nomenclatura estratigráfica utilizada Edad. Las dataciones radiométricas (K/Ar para las unidades de este bloque (Anexo en hornblenda y biotita) en los diques de 2), se ha tomado de los trabajos regionales esta serie, conocida localmente como La de INGEOMINAS en el Proyecto Pacífico Albania, produjeron una edad concordante
63 Geología
Norte y cuyos resultados se encuentran en muestran saprolitos espesos donde se los mapas geológicos de las planchas 127 hace difícil distinguir la roca original, a no Cupica, 143 Bahía Solano, 163 Tribugá, ser por su descomposición típica a suelos 183 Coquí y 202 Pilizá y las memorias arcillosos rojizos (Cossio, 2002 b). explicativas correspondientes (Cossio, 2002 a, b; Zapata, 2002). Es de anotar Duque - Caro (1990 a), sugiere la existencia que aunque estas planchas aparecen de contactos tectónicos, en el Arco de publicadas a escala 1: 100.000, el trabajo Baudó, tanto al oriente como al occidente. efectuado fue de reconocimiento regional El contacto oriental, es discordante y fallado y por lo tanto, la información contenida con rocas del Cenozoico, caracterizado por corresponderá a la de un levantamiento el desarrollo de numerosos pliegues en a escala 1: 200.000 y en algunos casos échelon, desarrollados en volcanitas. pueden considerarse como mapas fotogelógicos con verificación de campo. Esta unidad se encuentra constituida por basaltos, algunos de ellos amigdalares, lavas almohadilladas, diabasas, 3.3.1 Basaltos del Baudó andesitas, brechas, aglomerados, tobas y, ocasionalmente, gabros intensamente (K2bbd) alterados y deformados e intercalaciones de rocas sedimentarias con fuerte buzamiento Zapata (2002), propone este nombre, (Figura 12), principalmente limolitas, de acuerdo con las recomendaciones areniscas y chert; además INGEOMINAS de la International Subcommission on (1988) y GEOTEC (1988), reportan cuerpos Stratigraphic Classification, ISSC (1994), ultramáficos y sedimentitas tobáceas. para las rocas denominadas por Cossio (1994) como Basaltos de la serranía del Los basaltos conforman con las diabasas Baudó y por Goossens et al.(1977) y Galvis más del 90% del conjunto de rocas que (1980) como Complejo Ígneo Básico de componen esta unidad. Son rocas duras, la serranía del Baudó; para unificar bajo de color verde grisáceo, afaníticas; esta denominación las rocas volcánicas en general están afectadas por un pre-Eoceno, aflorantes desde la divisoria fuerte cizallamiento, el cual depende de aguas de la serranía de Baudó hasta el de su cercanía a fallas regionales. Son borde costero. ocasionalmente vesiculares y presentan estructuras de lavas almohadilladas La unidad presenta excelentes (Figura 13), las cuales tienen elipsoides de afloramientos, casi continuos, en los diámetros que varían desde decimétricos acantilados a lo largo de los casi 200 Km hasta ligeramente superiores al metro. de costa entre cabo Corrientes y Panamá, Constituidos por plagioclasa, piroxeno, desde las planchas 89 Ciénaga La Honda vidrio, opacos y, en menor proporción, al norte hasta la 202 Pilizá al sur; así ilmenita, como minerales primarios, y como en los ríos y quebradas que drenan calcita, epidota, saussurita, sericita y la vertiente occidental de la serranía clorita, como minerales de alteración. del Baudó. Las vertientes, en general,
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Figura 12. Rocas sedimentarias del Baudó en Playa Brava, Cabo Corrientes (plancha 183 Coquí)
Figura 13. Basaltos con estructura de lavas almohadilladas, Cabo Corrientes (plancha 183 Coquí)
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Las diabasas son rocas de aspecto Presenta una composición monótona de masivo y color verde a gris verdoso plagioclasa y clinopiroxeno, con cantidades oscuro, muy semejantes a los basaltos, subordinadas de vidrio e ilmenita. pero en muestra de mano se pueden distinguir algunos cristales de piroxeno y plagioclasa con tamaños entre 1 y 2 mm; La interacción océano–continente, produce afloran principalmente en la Ensenada de un litoral caracterizado por acantilados Utría (plancha 163 Tribugá). En algunos y salientes residuales de roca, en este sectores, se aprecia el paso gradual de caso de los basaltos del Baudó, los cuales diabasas a basaltos, es decir, desde rocas conforman arcos y peñascos rodeados de grano medio fino a rocas de grano fino de agua, considerados como Tómbolos; a muy fino y en ocasiones se encuentran expuestos en el área de Cabo Corrientes intercaladas con capas de chert calcáreo. (plancha 183 Coquí) (Figura 14).
Figura 14. Tómbolos compuestos por los Basaltos del Baudó, Cabo Corrientes (plancha 183 Coquí).
El ambiente tectónico de formación de las et al. (1984) y Nivia (1987, en: Nivia, rocas basálticas del occidente colombiano 1996a). Kerr et al. (1997) consideran que y, entre ellas, el de la Serranía de Baudó, es imposible que los basaltos del occidente ha sido objeto de controversia y se de Colombia sean fusiones primarias del han propuesto varios modelos para su manto y más bien que pudieron haberse generación: el de piso oceánico por Pichler fraccionado de un magma parental más (1974), Bourgois et al. (1982), McCourt picrítico; también consideran, basados en et al. (1984) entre otros; el de Arco de datos geoquímicos, que los cuerpos de Islas por Goossens et al. (1977), Barrero basaltos de edad cretácica que ocurren en (1979), Pérez (1980), Galvis (1980); el la cordillera Central, cordillera Occidental y modelo de Plateau Oceánicos por Millward serranía del Baudó fueron formados muy
66 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano probablemente en el Pacífico como parte bien marcados: uno en el rango 70 – 80 del Plateau Oceánico caribeño. Ma (Campaniano – M aestrichtiano) y otro entre 26 - 40 Ma (Eoceno medio – Según Nivia & Maya (1992), las Oligoceno tardío); lo cual podría indicar características más importantes para la que en la serranía del Baudó se encuentran interpretación del ambiente de formación, dos etapas distintas de vulcanismo y son la presencia de flujos masivos que sedimentación, bien diferenciados en las indican una efusión abundante y rápida de edades paleontológicas y radiométricas lava; la presencia de lavas almohadilladas (Cossio, 2002 b). sugiere erupciones submarinas en coladas cuyos volúmenes de efusión son Se correlacionan con los basaltos localizados similares a los producidos en las dorsales en el flanco occidental de la cordillera oceánicas donde estos rasgos son típicos Occidental en el Complejo Santa Cecilia - y la abundancia de amígdalas insinúa que La Equis y los basaltos de Malpelo en la la presión hidrostática no era tan alta zona insular del pacífico Colombiano. como para impedir la degasificación de los magmas. A su vez, la presencia de piroclastos estratificados no podría ser 3.3.2 Rocas Volcánicas de posible si la columna de agua fuese tan espesa que impidiera las emanaciones Jánano y Jananito (Nvj) explosivas. En consecuencia, considera probable que algunas de estas efusiones Nombre informal, para una unidad definida sucedieran muy cerca al nivel del mar fotogeológicamente por Zapata (2002) o incluso que pudiesen ser subaéreas como una sucesión de rocas volcánicas con (Zapata, 2002). forma de domos alargados en dirección N – S que sobresalen topográficamente unos Edad. Geólogos de la Texas Petroleum 300 m. sobre el terreno generando los Company, encontraron amonites del cerros de Jánano y Jananito (Figura 15) Cretáceo Superior, en las cabeceras del río localizados en la plancha 183 Coquí. Uva (Haffer, 1967). Gansser (1950), dató calizas arrecifales encerradas por flujos La base de los cerros está conformada basálticos en la zona de Cabo Corrientes, por calizas y rocas calcáreas con algunas como Eoceno medio. Bandy (1970), en: interdigitaciones de rocas volcánicas y Cossio (1994), halló sobre el río Nercúa, gabros. En las fotografías aéreas e imágenes en rocas sedimentarias intercaladas con de radar se observan como dos macizos flujos basálticos, microfósiles planctónicos rocosos que sobresalen por su morfología, del Coniaciano - Maestrichtiano. Case et con una red radial centrífuga, típica de al., (1971), en el mismo sector, reportan estos cerros aislados de forma dómica y sedimentitas marinas del Eoceno, formados por rocas más resistentes a la intercaladas con volcanitas oceánicas. erosión que las circundantes. Por este Las dataciones radiométricas, efectuadas motivo se presume que la cima está por el método K/Ar, en basaltos del Arco conformada por rocas volcánicas. de Baudó, oscilan entre 70,4 y 25,8 Ma (Bourgois et al., en Duque, 1990 b) y de Galvis (1980), describe en proximidades 77, 9 ± 1,0 por Kerr et al.,(1997). del cerro Jánano basaltos olivínicos hasta picritas con más del 50% de fenocristales de Del análisis de las dataciones radiométricas olivino en matriz de vidrio con microlitos de y de los datos paleontológicos, es claro plagioclasa y keratófidos en las cabeceras que se presentan dos rangos de edades del río Arusí.
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Edad. Gansser (1950) postula que en el edades de 25, 8 Ma (Oligoceno superior) y área de Cabo Corrientes basaltos, diabasas los efectos térmicos en las calizas (Bourgois y gabros cubren las calizas blancas algáceas et al., 1982). Según Toussaint & Restrepo y limolitas silíceas del Eoceno medio – (1989), un conjunto volcano – detrítico con Oligoceno. Esto indicaría la existencia de grauvacas, cherts, calizas y basaltos, ha un volcanismo más joven al sur de Arusí, dado edades Paleocenas hasta Miocenas que posiblemente está representado por las tempranas (Zapata, 2002).
Figura 15. Vista panorámica desde el mar, al cerro Janano y Jananito (plancha 183 Coquí). 3.4 CUENCA DE URABÁ tectónicos mayores: una región estable o de plataforma que suprayace una corteza La Cuenca de Urabá se encuentra localizada continental no plegada y otra inestable o en el Golfo de Urabá, en la parte occidental geosinclinal que suprayace corteza oceánica de la serranía de Abibe, al NW del plegada y en la cual se encuentra el Cinturón departamento de Antioquia en el límite con del Sinú dividido en dos sectores separados el departamento de Córdoba cubriendo la por el mar: al sur, el sinclinorio de Abibe– parte oriental de las planchas 59 Mulatos al Las Palomas, en el cual estaría la Cuenca norte y 102 Domingodó al sur. Incluyendo de Urabá, litológicamente conformado por además parte de las planchas 69 Necoclí, sedimentitas cuya edad está comprendida 79 Turbo y 90 Chigorodó (Figura 4). entre el Oligoceno y el Plioceno agrupadas en las formaciones Maralú, Floresanto, En la tectónica de terrenos, la Cuenca de Pajuil y Corpa y al norte el Anticlinorio de Urabá estaría incluida en el terreno Sinú– Turbaco. San Jacinto (Duque–Caro, 1984), Sinú (Etayo et al., 1983). Duque–Caro (1984) El prisma acrecentivo del Sinú se caracteriza dividió la margen suroriental de la Cuenca por la presencia de sedimentitas en de Colombia en el Caribe, en dos elementos estructuras dómicas que abarcan desde el
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Eoceno medio al Oligoceno tardío, sobre principalmente arenosa definida por Haffer las cuales se depositan secuencias que (1967) en la quebrada Floresanto, al documentan desarrollos sedimentológicos suroeste de Montería donde se encuentra la con alta variabilidad de facies y una sección tipo, es denominada Pavo Inferior tectónica propia de un prisma de acreción y otra superior definida en los ríos Mulatos en el Neógeno. Los rasgos estructurales y Turbo predominantemente lutítica mayores incluyen amplios sinclinales denominada Pavo Superior. En los mapas delimitados, en su mayoría por fallas fueron separadas estas unidades con base inversas y en contraste pocas estructuras en las planchas publicadas 59 Mulatos, 69 anticlinales. Las fallas inversas tienen Necoclí y 79 Turbo por INGEOMINAS con dirección predominante NNE – SSW con soporte en el trabajo de GEOTEC (2003). vergencia al oeste y están delimitadas Esta formación aflora ampliamente en la en gran parte por fallas de rumbo con cuenca de Urabá. dirección perpendicular u oblicua a las fallas inversas y movimiento tanto dextral En general, la secuencia se encuentra como sinextral. suavemente plegada. notándose cambios en la inclinación de las capas por tramos El marco tectónico – sedimentológico cortos, formando anticlinorios y sinclinorios de la Cuenca Urabá – Sinú se encuentra estrechos. El espesor aproximado es de modificado o deformado por estructuras 2.600 m., pero en el río Turbo es de unos dómicas que se manifiestan en muchos 4.000 m. (Haffer, 1967). Su contacto con casos, por volcanes de lodo y aprovechan las formaciones infra y suprayacente es planos de debilidad estructural para romper normal (Haffer, 1967). Aunque Suárez o deformar estructuras preexistentes (1990) reporta una inconformidad erosional haciendo aflorar en superficie unidades en el techo. El contacto inferior de la – roca más antiguas. Formación Floresanto se presenta fallado y coloca en contacto la parte inferior de la La nomenclatura estratigráfica para las Unidad Pavo Inferior con alguna parte de unidades–roca de esta área incluidas en la la Unidad Pavo Superior en el sector de los recopilación para el Andén Pacífico (Anexo cerros del Yoky (en la serranía del Aguila, 2), corresponde a la utilizada por Haffer planchas 69 Necoclí y 79 Turbo) (GEOTEC, (1967) para la estratigrafía de la cuenca de 2003). Urabá – Sinú y del proyecto de cartografía geológica de la región del Sinú; planchas La Unidad Pavo Inferior (N1fla) está 50 Puerto Escondido, 51 Lorica, 59 Mulatos, constituida por capas gruesas a muy 60 Canalete, 61 Montería, 69 Necoclí, 70 gruesas de arenitas líticas a sublíticas San Pedro de Urabá, 71 Planeta Rica, 79 gris azulosas a gris medio. Las arenitas Turbo y 80 Tierralta de GEOTEC (2003). son de grano predominantemente medio, ocasionalmente con guijos, subredondeados a subangulares, de selección moderada, 3.4.1 Formación Floresanto cemento calcáreo o matriz arcillosa. Compuestas por cuarzo, chert negro, (N1flacl, N1fla) fragmentos de lutitas, rocas volcánicas, carbón, restos vegetales y esporádicamente La Formación Floresanto fue definida por concreciones calcáreas. Localmente las el grupo de geólogos de Sinú Oil Company arenitas aumentan considerablemente de (Oppenheim, 1957) y con base en su tamaño de grano y conforman lentejones carácter litológico, esta formación se ha de conglomerados arenosos de guijos. subdividido en dos unidades: una inferior
69 Geología
La Unidad Pavo Superior (N1flacl) se Por su contenido faunístico y edad, la presenta principalmente lutítica y con Formación Floresanto es correlacionable frecuentes niveles arenosos en la parte con la parte superior de la Formación Uva inferior. Se identifica por el aspecto en la cuenca del Chocó y con la Formación abigarrado de las lutitas y la presencia Napipí en la cuenca de Urabá (Haffer, 1967), permanente de yeso y jarosita en las en el anticlinorio de San Jerónimo con las fracturas de las rocas o en algunos planos Formaciones Ciénaga de Oro en su parte de estratificación. Las lutitas tienen más alta y El Carmen; en el anticlinorio colores y tonos variados que incluyen: de San Jacinto Sur con las Formaciones pardo claro, pardo rojizo, gris verdoso, El Carmen, Perdices en el anticlinorio de gris claro, morado y rojo. Son de aspecto Luruaco (INGEOMINAS - ECOPETROL, macizo, con abundante materia carbonosa, 1994). esporádicos lentejones de carbón entre 2,2 y 1,0 m de espesor y algunas costras endurecidas de limolitas en la superficie 3.4.2 Formación Pajuil (N pj) del contacto con arenitas. Las arenitas 1 intercaladas son principalmente cuarzosas, Haffer (1967) denomina Formación Pajuil de color pardo a amarillo claro, de grano a las sedimentitas que afloran en la fino, subangular o subredondeado, buena quebrada Pajuil al occidente de Tierralta, selección, localmente cemento silíceo. hacia la parte superior de la cuenca del En la composición, además de cuarzo, se río Sinú en el departamento de Córdoba; presenta chert negro, restos de plantas e conforman un relieve de colinas suaves intraclastos de lutitas; y a la base ocurren y afloran al occidente del departamento, fragmentos de carbón. en las planchas 59 Mulatos, 69 Necoclí y 79 Tubo, extiendéndose de norte a sur, La asociación litológica predominante formando anticlinorios y sinclinorios. representa la parte superior de la facies deltáica en un sistema progradante, El contacto inferior de la Formación Pajuil, caracterizado por canales migratorios que con la Formación Floresanto es normal o fueron cubiertos por depósitos lagunares. inconforme erosionalmente. El contacto La presencia de caliche indica períodos superior es normal en el centro de la de quietud, durante los cuales el material cuenca Urabá – Sinú al oriente de Turbo e queda expuesto a condiciones subaéreas inconforme hacia las márgenes de la misma con alguna inestabilidad, con producción (Haffer, 1967). El espesor reportado es de de microfallamiento y hundimiento de la aproximadamente 1.580 m. cuenca. Restrepo & Pérez (1982), en Suárez (1990), basados en interpretación sísmica, En su parte inferior, consta de areniscas asignan a esta formación un ambiente calcáreas, arcillosas, de color gris y azul marginal marino (GEOTEC, 2003). con granulometría mediana, intercaladas con arcillolitas azul-grisáceas. Presenta Edad. Haffer (1967), basado en zonas guijarrosas y conglomeráticas, sobre micropaleontología de numerosas todo al sureste del Golfo de Urabá, cuyos muestras, considera que la Formación cantos son de composición principalmente Floresanto, es de edad Mioceno inferior a basáltica. Algunas de las capas son medio, mientras que para Duque – Caro altamente calcáreas, gradando a calizas (1990 b) sería más inferior. Suárez (1990) arenosas, con abundantes conchas de amplía el rango a Oligoceno – Mioceno pelecípodos y gasterópodos. En la parte medio. superior, las areniscas son reemplazadas por arcillolitas de color azul grisáceo, el
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tope de la unidad es una arcillolita pura Arenas Monas (N2cram); la Unidad Morrocoy (Haffer, 1967). - El Pantano se encuentra representada en el flanco oriental del Sinclinal del Pantano, De acuerdo con información sísmica, en el Sinclinal de Galilea, aledaño al del Restrepo & Pérez (1982), en: Suárez Pantano y su sección tipo se encuentra en (1990), el ambiente de depositación de la la quebrada Morrocoy. En el cerro La Ñeca Formación Pajuil es predominantemente y cuchilla del Tigre, entre otros sitios, se de talud con influencias locales marinas tienen buenos afloramientos (planchas 59 más profundas; según González & Londoño Mulatos y 69 Necoclí). La Unidad Arenas (2001), las características litológicas Monas, se dispone de manera muy amplia indican facies siliciclásticas finas, de en el núcleo de los sinclinales de El Carmen extensión amplia y pocas variaciones; la y Santa Catalina. Los afloramientos de presencia conspicua de remanentes de esta unidad son discontinuos y dispersos. plantas, moluscos y foraminíferos sugieren Las localidades donde se reconoció la un ambiente batial superior a nerítico, Unidad son: carreteables de Cadillo - Plan con deposición en una plataforma que se Parejo, El Carmelo - El Tomate, El Carmelo hundía rápidamente, cercana a una fuente - Naranjitas, San Pedro de Urabá - San continental adyacente a grandes zonas de Vicente del Congo, además de la quebrada pantanos y manglares. La Arenosa y los alrededores de Arenas Monas (planchas 59 Mulatos, 69 Necoclí, 79 Edad. Haffer (1967) asigna a esta unidad, Turbo, 90 Chigorodó y 102 Domingodó). una edad aproximada Mioceno medio. Suárez (1990), amplía el rango a Mioceno El contacto inferior de la Formación Corpa, medio - Plioceno inferior. es inconforme al sur de Urabá, en los ríos Chigorodó y León, pero definidamente Es correlacionable con la Formación Sierra normal, en la parte central de la cuenca en la Cuenca del Atrato y con la parte inferior (de los ríos Apartadó y río Grande hacia de la Formación Cerrito en el Anticlinorio de el norte). El espesor total de esta unidad, San Jerónimo (INGEOMINAS-ECOPETROL, puede oscilar entre 2.000 y 4.000 m 1994). (Haffer, 1967).
La Unidad Morrocoy–El Pantano, está 3.4.3 Formación Corpa constituida por capas de arenitas líticas, con gradaciones laterales y verticales (N2crmp, N2cram) a lutitas, limolitas y conglomerados arenosos fosilíferos; las arenitas líticas Nombre dado por Haffer (1967) a las capas son de grano fino a mediano, friables a de sedimentitas que afloran en el río Corpa localmente calcáreas, de contactos netos al noroccidente de Montería, constituidas ondulosos a gradacionales, conforman una por lodolitas-arcillolitas de color crema-gris, geometría ondulosa lenticular, y se observa meteorizadas, pobremente estratificadas estratificación gradada normal y cruzada que forman colinas redondeadas con en artesa de gran magnitud (Figura 16); pendientes suaves. Conforma el núcleo de ocasionalmente con restos de plantas o los sinclinales de Tucurá y Jaraguay; sus pobre bioturbación en algunas superficies mejores secciones están en las carreteras de estratificación. A menudo, el contacto Valencia - San Pedro de Urabá y Jaraguay entre arenitas y lutitas está precedido por cerca al volcán de lodo de El Cachaco. laminaciones endurecidas de limolita, las cuales representan costras o superficies de Esta Formación fue subdivida en las oxidación y endurecimiento. unidades Morrocoy–El Pantano (N2crmp) y 71 Geología
Figura 16. Capas arenosas de geometría lenticular y estratificación cruzada en la Unidad Morrocoy – El Pantano en la cuchilla El Limón (plancha 60 Canalete).
La Unidad Arenas Monas consiste importante evento tectónico a finales del en secuencias rítmicas y de carácter Terciario (González & Londoño, 2001). granodecreciente que incluyen a la base conglomerados arenosos de guijos Edad. La posición estratigráfica y la relación que varían a arenitas conglomeráticas, con las unidades infra y suprayacentes arenitas y lutitas al techo (Figura 17). Los permiten asignar esta formación al conglomerados arenosos presentan guijos Mioceno superior-Plioceno (Haffer, 1967; hasta de 6 cm embebidos en una matriz INGEOMINAS - ECOPETROL, 1994). de arenita de grano medio a muy grueso, subredondeados a subangulares, friables Esta formación se ha correlacionado con la a localmente cementados por carbonato Formación Quibdó en la Cuenca del Atrato, y están compuestos esencialmente por con la parte superior de la Formación Arjona fragmentos de cuarzo, fragmentos líticos en el Anticlinorio de Turbaco, con la parte y chert negro. superior de la Formación Cerrito en los anticlinorios de San Jerónimo y San Jacinto Las características litológicas de la Sur, con la parte superior de la Formación Formación Corpa, sugieren una depositación Zambrano en la parte norte del Anticlinorio en abanicos aluviales que se originaron de San Jacinto y con la Formación Tubará por un rápido levantamiento en el sur y en el Anticlinorio de Luruaco (INGEOMINAS pueden considerarse como evidencia de un - ECOPETROL, 1994).
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Figura 17. Estratificación granodecreciente de la Unidad Arenas Monas, observada en la quebrada La Arenosa (plancha 60 Canalete).
3.5 CUENCA DEL ATRATO Atrato, 183 Coquí, 184 Lloró, 185 Bagadó, 202 Pilizá y 203 Istmina (Figura 4). La Cuenca del Atrato se encuentra localizada en la región costera pacífica Estructuralmente la Cuenca del Atrato está del noroccidente colombiano e incluye limitada al sur por el arco deformado de las llanuras pantanosas y selváticas del Istmina (Duque – Caro, 1985; 1990 a, valle del río Atrato, entre la Serranía del b) y en especial por la Falla del río Pepé, Baudó al occidente y el flanco occidental entre las planchas 221 Pizarro y 203 de la cordillera Occidental al oriente en los Istmina (Cossio, 2002 a). Se caracteriza departamentos de Antioquia y Chocó; a por la presencia de pliegues imbricados su vez forma parte de la franja estrecha con vergencia al occidente que incluyen del sureste centroamericano (Panamá– escamas de corteza oceánica. Costa Rica), con una barrera geográfica que separa el oceáno Pacífico del mar La estratigrafía de la Cuenca del Atrato Caribe; tiene un área aproximada de es poco conocida, de ahí que no haya 19.200 Km2 entre las planchas 68 Acandí claridad en cuanto a una nomenclatura al norte y el extremo norte de la plancha formal y la utilizada por la mayoría de los 203 Istmina al sur cubriendo además, en autores; ésta se basa en la nomenclatura parte o totalmente, las planchas 79Bis estratigráfica original de Haffer (1967), Cerro Tagarí, 89 Ciénaga La Honda, 101 no publicada formalmente, que incluye las Riosucio, 102 Domingodó, 112 Serranía de formaciones Clavo, Salaquí, Uva, Napipí, los Alpes, 113 Murindó, 127 Cupica, 128 Río Sierra y Quibdó a la cual agregó Duque – Murrí, 143 Bahía Solano, 144 Río Tagachí, Caro (1990 b) la Formación Munguidó, una 163 Tribugá, 164 Quibdó, 165 Carmen de nueva unidad para la parte superior de la Formación Sierra.
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Duque–Caro (1990 a, b) considera que la Desde el punto de vista litológico, esta nomenclatura de Haffer (1967) es la más formación consta de lodolitas de color apropiada para la Cuenca del Atrato por dos negro, duras, intercaladas con láminas de razones principales: 1. Fue originalmente limolitas calcáreas de 1 a 2 m de espesor, descrita de secciones de superficie en el la cual presenta variaciones a arenisca margen occidental de la cuenca donde las calcárea fina a media y calizas de 1 a3 asociaciones planctónicas y bentónicas de cm de espesor, constituyendo así, una foraminíferos son muy abundantes, bien facies pelítica, levemente calcárea. Suárez preservadas y donde hay menos influencia (1990) define esta formación de manera terrígena (Haffer, 1967) y 2. Porque el pozo general, a partir de la información obtenida de referencia en el cual se basa el estudio de pozos de exploración, como una unidad (Duque – Caro, 1990 b) está también compuesta principalmente de limolitas, localizado en la margen occidental de la localmente calcáreas, con ocurrencia de cuenca. niveles de arcillolita y ocasionalmente arenitas.
3.5.1 Formación Clavo (E cl) Fue depositada en un ambiente abisal a 2 batial inferior, probablemente, durante un “lowstand systems tract” (Suárez, 1990). Definida por Haffer (1967), en la parte alta del río Uva (tributario del río Bojayá, Edad. Haffer (1967) le asigna una edad plancha 143 Bahía Solano), sobre la margen entre el Paleoceno al Eoceno temprano, occidental del río Atrato, al noroeste del posiblemente más del Eoceno temprano, departamento del Chocó, cerca al caserío basado en foraminíferos. Hubach (1930) de El Clavo, (hoy desaparecido). Esta menciona remanentes de “amonitas” en formación, corresponde a la unidad de shale de color gris oscuro en la quebrada rocas sedimentarias más antiguas de “Mequerá”. Esta quebrada no se encuentra edad terciaria, expuestas y aflorantes en en ningún mapa del área, pero podría ser el Andén Pacífico; se presentan como una un pequeño afluente del río Doguadó, que faja alargada con disposición N–S, en la a su vez vierte sus aguas al río Napipí. Si la zona occidental del Baudó; afloran en la referencia de Hubach es correcta, la edad margen sur del río Napipí, río Memequerá de la Formación Clavo sería cretácica. Sin y en el área Sautatá – Tilupo (planchas 79 embargo, Cossio (2002 b) con base en Bis Cerro Tagarí, 89 Ciénaga La Honda, los análisis faunísticos de Haffer (1967), 127 Cupica y 143 Bahía Solano). asigna una edad del Eoceno temprano para esta formación, basado en que en ninguna Según Haffer (1967), el contacto inferior otra parte de la cuenca del río Atrato se con el Complejo Santa Cecilia–La Equis, han reportado amonitas. es discordante. En la zona occidental, su contacto inferior con los basaltos del Baudó y el superior con la Formación Uva, es fallado (Cossio, 1994). Suárez (1990), 3.5.2 Formación Salaquí (E2sl) basado en información sísmica, considera que el límite superior con la Formación Definida por Haffer (1967) en la parte Salaquí corresponde a una inconformidad alta del río Salaquí, Bajo Atrato chocoano, erosional. El espesor de la Formación cerca de la frontera con Panamá; Álvarez Clavo, varía entre 300 y 400 m, según los et al., (1987), la denominaron Formación diferentes autores que han trabajado en la Bebará, en el sector oeste de la cordillera región del Pacífico. Occidental; pero, hoy en día se le conoce en los mapas publicados por INGEOMINAS,
74 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano con el primer nombre asignado. La sección cantidad de asfalto, lo que le confiere, tipo consiste en capas bien estratificadas localmente a la diabasa, una apariencia de de 5 - 20 cm de espesor, de chert silíceo roca ultrabásica. y calcáreo con intercalaciones de margas tobáceas, limolitas y areniscas de grano Esta unidad consiste en una secuencia de fino a medio. chert silíceo a calcáreo de color verde a blanco y jaspe rojo bien estratificado, con Aflora sobre el flanco occidental dela interestratificaciones de limolitas síliceas cordillera Occidental, sobre la parte alta y capas de lutitas carbonosas y hacia la del río San Juan, en el río Purricha y en base, se presentan sedimentos tobáceos y otros lugares de la serranía del Darién areniscas de grano fino a medio de color sobre el sector del río Salaquí, asociados verde a pardo en capas delgadas, planas principalmente a fallas de cabalgamiento y paralelas. Presenta estratificación casi y a los ejes de anticlinales distribuidos en vertical, por efecto de replegamientos y se las planchas 69 Necoclí, 79 Turbo, 79 Bis encuentran amplias zonas de milonitización. Cerro Tagarí, 89 Ciénaga La Honda, 101 Cerca a la confluencia, entre los ríos San Riosucio, 102 Domingodó, 113 murindó y Juan y Condoto, afloran enormes capas 128 río Murrí. de conglomerado polimíctico, cementado, que se intercalan, con espesos paquetes En la región del Baudó, la Formación de caliza. También se presentan delgadas Salaquí yace inconformemente sobre los capas de arenisca fina y limolita calcárea basaltos del Baudó (Haffer, 1967). En la de color gris oscuro. Las rocas de esta región Murrí - Bebará, suprayace a las unidad, afloran tanto al este, como al oeste rocas del Complejo Santa Cecilia - La del Sinclinal del Atrato y están dispuestas Equis, representando una variación en la en fajas de dirección aproximada N – S. base del Cenozoico de rocas volcánicas a sedimentarias. Hacia el techo está Se considera que estas rocas se cubierta por los sedimentos margosos de depositaron en un ambiente de mar abierto la Formación Uva (Álvarez et al., 1987); se a profundidades abisales de hasta 6.000 considera que es discordante, tal como lo m en la zona de Bulimina jacksonensis es en el valle del río Atrato, según Haffer (Haffer, 1967). (1967) o corresponde a una inconformidad erosional (Suárez, 1990). El espesor Edad. La edad asignada oscila entre Eoceno mínimo calculado por Haffer (1967) para inferior y Oligoceno inferior. Haffer (1967), esta formación en el río Salaquí, es de 700 considera, con base en determinaciones m. paleontológicas, que la Formación Salaquí se depositó en el Eoceno tardío – Oligoceno A 2 Km de Istmina, en el sitio “El Salto”, en temprano. Álvarez et al., (1987) de acuerdo donde la carretera y la quebrada San Pablo con las relaciones de campo, la consideran son tangenciales (Plancha 203 Istmina), la de edad pre-Eoceno; Suárez (1990) Formación Salaquí se encuentra intruida la asigna al Eoceno inferior–Oligoceno por un silo diabásico de textura porfirítica inferior. media y matriz afanítica. El silo tiene un espesor de aproximadamente 100 m y Haffer (1967) correlaciona esta unidad ocurre entre un horizonte conglomerático con los cherts y calizas aflorantes en el y otro de limolita arenosa fina, de color río Mungarrá, cerca de Tadó (límite de las gris, con disposición vertical. El sitio de planchas 203 Istmina y 204 Pueblo Rico), afloramiento coincide con una falla, alo asignadas al Eoceno superior (Cossio, 2002 largo de la cual, se ha emplazado gran a).
75 Geología 3.5.3 Formación Uva (E N uv) aproximadamente 1.600 m de espesor en 3 1 el río Amporá y la quebrada Pavarandó de la Definida por Haffer (1967), en el río parte media hacia el tope de la formación. del mismo nombre (plancha 143 Bahía Solano), afluente del río Bojayá, sobre la La Formación Uva está conformada por margen occidental de la Cuenca del Atrato, areniscas, limolitas, calizas y margas. En la donde se levantó una sección incompleta base de la secuencia afloran intercalaciones constituida por intercalaciones delgadas de lodolitas y areniscas en capas planas de margas, arcillolitas, calizas detríticas y paralelas continuas medias con espesor areniscas calcáreas de grano fino a medio; desde 0,15 m que aumentan hacia el techo cubriendo un área que va desde la frontera de la secuencia hasta formar capas muy con Panamá, en el norte (plancha 79 Bis gruesas; las capas de lodolita alcanzan Cerro Tagarí), hasta los alrededores de la hasta 5 m y los estratos de arenisca desembocadura del río Baudó (plancha hasta 10 m de espesor. Las areniscas 222 San Agustín); ocupando gran parte de son compactas de color gris oscuro a gris la estructura anticlinal del mismo nombre. verdoso, con variaciones de tamaño de Buenos afloramientos de esta unidad se grano de fino a grueso con predominio localizan en la parte oriental de la plancha del grano medio, compuestas por cuarzo, 163 Nuquí y occidental de las planchas plagioclasa y fragmentos de chert, lodolitas, 145 Urrao, 164 Quibdó y 184 Lloró, en basaltos y algunas conchas; las capas son casi toda la plancha 183 Coquí; en general planas paralelas medias a gruesas. Las es la formación más continua y extensa lodolitas son de color gris medio a oscuro, encontrada en el Andén Pacífico. se presentan en capas bien definidas de menor espesor que las de areniscas, Según Haffer (1967), el contacto con blandas, masivas, algunas con cemento la Formación Napipí que la cubre es calcáreo e interestratificadas con bancos concordante y con la infrayacente de areniscas. Las calizas son macizas Formación Salaquí es discordante. Duque- de color blanco a rosado, compactas, Caro (1990 b) propone ambos contactos micríticas, afloran en Agua Caliente en la discordantes. La Formación Uva estaría depresión Coquí - Evarí - Jella. En el río discordante sobre la Formación Salaquí e Panguí afloran micritas con 25 - 30% de inconforme sobre los basaltos del Baudó fósiles bien conservados, trazas de opacos (Zapata, 2002). y 70 - 75% de micrita (Figura 18).
Según Haffer (1967), el espesor de esta Se considera que las rocas de la Formación unidad, en la región del Atrato, es variable Uva, en la parte occidental (área de y aumenta hacia el sur del sitio donde fue cabo Corrientes, plancha 183 Coquí), se definida, en el río Salaquí (plancha 128 depositaron en un ambiente de mar somero río Murrí) tiene 1.600 m, en la carretera de plataforma externa con influencia de Quibdó-Medellín (plancha 165 Carmen de arrecife, por las características litológicas Atrato) 2.000 m, en Mumbaradó (plancha observadas: calizas algáceas, areniscas, 185 Bagadó) 2.300 m. Bouman (1965) lodolitas y margas y en la cuenca del menciona un espesor de 2.170 m en el río Atrato a profundidad batial superior, zona Baudó, donde no está expuesta la base. de Globorotalia opima opima; según Duque-Caro (1990 a) en el Pozo Opogadó Duque - Caro (1990 b), la ocurrencia de (plancha 128 río Murrí) reporta un espesor microfauna planctónica es indicativa de de 427 m. En las planchas 183 Coquí aguas profundas (Zapata, 2002). y 184 Lloró, se levantó una sección de
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Figura 18. Pliegues tumbados en biomicritas de la Formación Uva que infrayace a las rocas micríticas, río Chorí (Punta Jurubidá, plancha 163 Tribugá).
Edad. La edad asignada por Haffer (1967) Esta unidad forma los núcleos de los es Oligoceno tardío - Mioceno temprano y anticlinales de Urudó y Berreberre, aunque para Duque-Caro (1990 b) Oligoceno tardío los afloramientos son escasos. (Globorotalia opima opima) - Mioceno medio (Globorotalia peripheroronda). Bouman (1965) y Haffer (1967) plantean que el contacto de la Formación Napipí con Haffer (1967) correlaciona esta unidad con la Formación Uva es normal, pero Duque la Formación Aruza del este de Panamá, de – Caro (1990b) lo considera discordante edad Oligoceno medio-tardío y compuesta debido al hiato del límite Mioceno inferior principalmente por margas tufáceas. - Mioceno medio con desaparición de Duque–Caro (1990 b) hace la correlación los radiolarios. El contacto superior con con las formaciones oligocénicas y la Formación Sierra, Haffer (1967) y miocénicas de la costa ecuatoriana y Bouman (1965) lo consideran normal y Colombia noroccidental, sin mencionar una Duque–Caro (1990 b) lo presenta como formación en particular. una discordancia marcada por el hiato del Mioceno medio. Según Haffer (1967), el espesor promedio en el valle del Atrato es 3.5.4 Formación Napipí (N np) de 700 m, en el río Uva es de 500 m, en el 1 río Salaquí 1.200 m, en el pozo Opogadó – 1 es de 534 m (plancha 128 Río Murrí) y Definida por Haffer (1967) con la localidad en el río Mumbaradó es de 850 m (plancha tipo en el río Napipí, al norte de la población 185 Bagadó). Bouman (1965) calcula de Bojayá (Chocó). En las planchas 164 un espesor de 1.500 m a lo largo del río Quibdó y 184 Lloró, esta unidad aflora Baudó. en una franja de 5 – 8,5 Km de ancho en la margen occidental del río Baudó.
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La formación está conformada por y Globorotalia fohsi, con sedimentos ricos arcillolitas nodulares masivas de color gris en materia orgánica y oxígeno restringido verdoso, laminadas, en capas finas bien (Zapata, 2003). definidas, con concreciones redondeadas y lenticulares de calizas y zonas de arcillolitas Edad. Tanto Haffer (1967) como Duque– y areniscas finogranulares. En los ríos Caro (1990 b) proponen para la Formación Nauritá y Neguá, los estratos expuestos son Napipí una edad del Mioceno medio. de color verde oliva a gris oscuro, micáceos, localmente carbonosos, granulometría Haffer (1967) correlaciona esta unidad con arcillosa y con lentes de arena fina. Sobre la Formación Aquaqua del este de Panamá la carretera Medellín-Quibdó, la unidad y Duque–Caro (1990 b) la correlaciona consta de bancos delgados de arcillolitas, con las formaciones miocénicas marinas micáceas, silíceas y en parte carbonosas o del Ecuador costero y del área caribeña calcáreas (Álvarez et al.,1987). En los ríos (Zapata, 2003). Mumbaradó, Capá y Atrato, se presentan facies conglomeráticas, con guijarros de chert negro, calizas arenosas, limos 3.5.5 Formacion Sierra (N sr) calcáreos y fragmentos de rocas ígneas 1 (Rojas, 1967). Sobre la vía Istmina- Definida por Haffer (1967) en el río Curundó, antes del poblado de Curundó, Munguidó, afluente del río Atrato cerca afloran areniscas y limolitas grises, finas, al poblado de La Sierra (actualmente masivas en bancos fosilíferos con láminas desaparecido, plancha 164 Quibdó) ferruginosas y con arcillolita blanca. Entre y con levantamiento de secciones los fósiles se encuentran gasterópodos y complementarias en los ríos Uva y Napipí. bivalvos. En la vía a Santa Cecilia, abajo Es una secuencia monótona de limolitas que del puente sobre el río San Juan, se gradan localmente a arcillolitas y arenitas observa, una secuencia con disposición finogranulares con algunos horizontes vertical, que incluye bancos de caliza de de conglomerados y rocas carbonatadas. hasta 2 m de espesor con abundantes Posteriormente, Duque–Caro (1990 b), concreciones calcáreas de gran tamaño basado en la descripción del Pozo Opogadó y margas con intercalaciones de lodolitas – 1 (plancha 128 Río Murrí) y el contraste grises y areniscas conglomeráticas de hasta litológico y geomorfológico en el área tipo, 50 cm. Las capas de nódulos calcáreos, subdivide la secuencia original en dos y fueron también observadas por el río Iró, crea una nueva, la Formación Munguidó, abajo de Viriviri, en donde presentan y conserva el nombre de Formación Sierra contenidos fosilíferos. Allí alternan con para la secuencia más antigua; en campo lodolitas calcáreas, de color gris oscuro, es difícil realizar esta separación así que en capas de hasta 40 cm. La Formación se toma la definición original de Haffer Napipí, se presenta en fajas estrechas (1967). alargadas de dirección aproximadamente N - S, dispuestas sobre los dos flancos, el Esta formación aflora en la margen oriental y occidental del amplio Sinclinal oriental del río Baudó, en una franja de del Atrato. aproximadamente 15 – 20 Km de ancho; en los ríos Uva, Napipí (plancha 127 Cupica), Según Bouman (1965) y Duque–Caro Bojayá (plancha 128 río Murrí), Buchadó, (1990 b), el ambiente de sedimentación Tagachí y Buey (plancha 144 río Tagachí); de esta formación es de baja energía, en incluye los flancos de los anticlinales de aguas con profundidad mayor de 2.000 Urudó y Berreberre, los núcleos de los m, de las zonas Globigerinatella insueta sinclinales de Pavarandó y Chigorodó
78 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
(plancha 184 Lloró), en ambos flancos del numerosos restos de conchas, huesos y Sinclinorio del Atrato (planchas 164 Quibdó dientes de peces. y 184 Lloró) y en las quebradas Chiparadó y San Juaquin (plancha 203 Istmina). La parte media (N1srac) está representada por niveles de lodolitas y arenisca ligeramente Bouman (1965) y Haffer (1967) consideran conglomeráticas a conglomeráticas con que el contacto de la Formación Sierra gránulos y guijos de arenisca, arcillolitas, con la Formación Napipí es normal y está calizas, chert, cuarzo y roca sedimentaria definido por el cambio de arcillolitas grises y volcánica. Las areniscas son de color gris a areniscas de grano muy fino a fino. Con claro a oscuro de grano muy fino a fino, en la suprayacente Formación Quibdó Cossio capas gruesas a muy gruesas ondulosas (2002 b) lo ha interpretado como una y paralelas. Las lodolitas son de color gris discordancia angular erosiva, marcado por oscuro y se observan en capas cuneiformes la presencia del conglomerado polimíctico que separan los paquetes de areniscas. basal de la Formación Quibdó. Duque–
Caro (1990 b) considera que el contacto La parte superior (N1sra) está conformada entre las formaciones Sierra y Napipí es fundamentalmente por limolitas negras una discordancia marcada por un hiato del y grises que varían a amarillo, blanco Mioceno medio, al igual que entre Sierra y y pardo por meteorización; en capas Quibdó. muy gruesas que tienden a separarse en medias y delgadas, planas paralelas, por Haffer (1967) calculó espesores variables lo general, sin laminación interna visible, para la Formación Sierra: en el área del río pero localmente con laminación plana Uva –Buchadó (plancha 128 Río Murrí) y al paralela, plana no paralela y lenticular, occidente de Quibdó (río Munguidó) 3.000 con lentes de areniscas de grano muy fino, m, al sur de Quibdó 1.000 a 1.800 m. que contienen abundantes fragmentos Bouman (1965) menciona un espesor de fósiles de peces (escamas, vértebras y 3.300 m entre los ríos Baudó y Atrato. En dientes) y conchas. Dentro de las limolitas la carretera Las Ánimas–Nuquí se calculó se intercalan paquetes de arcillolitas, un espesor de 1.650 m (flanco occidental areniscas cuarzosas de grano muy fino del Sinclinorio del Atrato). y areniscas lodosas de colores negro y gris, y blancas y amarillas por oxidación, La secuencia observada por Cossio (2002 en capas planas paralelas, delgadas y b) en el río Napipí permite subdividirla de medias que varían a gruesas hacia la la siguiente manera: parte superior, con laminación ondulosa no paralela y flaser.Es común la bioturbación
La parte inferior (N1srl) conformada por que ocasiona la pérdida de la laminación. areniscas de grano muy fino a fino, en Se encuentran moldes y cavidades dejadas capas muy gruesas que tienden a separarse por la disolución del material de las conchas en gruesas, medias y delgadas, planas calcáreas. paralelas a planas levemente ondulosas, localmente con laminación plana paralela, La secuencia sedimentaria de la Formación están cortadas frecuentemente por Sierra refleja oscilaciones en las condiciones concreciones calcáreas, elongadas y ambientales del depósito, dentro de una subparalelas a los planos de estratificación. cuenca marina desde plataforma somera Interestratificadas con las areniscas se hasta un frente de playa, con frecuentes encuentran niveles de limolitas y arcillolitas variaciones locales de ascenso y descenso en capas con igual geometría a las de del nivel del mar (Duque – Caro, 1990a,b). las areniscas y en éstas se presentan El dominio de areniscas, en la parte inferior,
79 Geología indica el depósito de sedimentos de grano del Atrato, en las carreteras Las Ánimas muy fino dentro de una plataforma con muy – Nuquí, Las Ánimas – Taridó y río Taridó baja energía, reflejado en la continuidad (plancha 184 Lloró) y en su parte más sur, lateral de las capas y la presencia ocasional en la quebrada Dos Bocas (plancha 203 de laminación plana paralela y no paralela, Istmina). con ascenso frecuente del nivel del mar, que produjo el depósito de material calcáreo. El contacto inferior de esta formación, La parte superior indica el descenso Haffer (1967), lo considera claramente paulatino del mar. Las limolitas y arenas inconforme. En el río Murrí el contacto es de grano muy fino y fino intercaladas con transgresivo sobre la Formación Salaquí. En las arcillolitas corresponden a un ambiente las secciones del río Naurita, río Mumbara, intermedio entre el frente de playa y río Pato, carretera Medellín–Quibdó, el la plataforma, con un gran aporte de contacto es transgresivo sobre la Formación sedimentos siliciclásticos especialmente de Sierra. En el área Istmina–Tadó el contacto tamaño arena y limo (Cossio 2002 b). es transgresivo sobre la Formación Napipí. El espesor definido por Haffer (1967) al sureste de Quibdó (plancha 164 Quibdó) Edad. La edad de la Formación Sierra, es 700 - 900 m. según Haffer (1967), es Mioceno medio. En la Formación Sierra se incluye, la La Formación Quibdó está conformada denominada por Duque–Caro (1990 b) principalmente por arcillolitas masivas Formación Munguidó, por lo tanto, la edad de color gris azuloso con remanentes de esta unidad está en el rango Mioceno de plantas e intercalaciones de arenitas medio – Plioceno temprano. y conglomerados. Hacia la base de la secuencia aflora un banco de conglomerado Duque–Caro (1990 b) correlaciona la de aproximadamente 15 m de espesor, Formación Sierra con las formaciones compuesto por guijarros de chert, cuarzo Charapotó, Angostura y Ozole del lechoso, limolita, arenisca y niveles de Ecuador. arenisca conglomerática; el cual, presenta estratificación cruzada. En la parte superior del afloramiento aparece un lente 3.5.6 Formación Quibdó de lodolita con restos de materia vegetal. Es característico en las lodolitas, el color (N2qb) abigarrado. Además, se observan arcillolitas blancas plásticas con laminillas de materia Descrita por Haffer (1967) en la carretera carbonosa que forman niveles dentro de Quibdó – Medellín (plancha 164 Quibdó), los estratos de arenisca. En la base de la al este de Quibdó, cerca al sitio La Troje y secuencia afloran limolitas de color gris constituida por arcillolitas abigarradas con oscuro interestratificadas con arenas de interestratificaciones de arenitas de grano grano fino, de color gris amarillento; hacia medio y conglomerados poco consolidados el techo se tienen lentes de arena y grava de cuarzo lechoso. con algunos niveles de turba que gradan a conglomerados y arenitas lodosas. Hacia Esta formación aflora en la margen la base, los niveles de arenas son más occidental del río Quito y oriental del río frecuentes. Los conglomerados son de Atrato, forma franjas alargadas de hasta guijos con diámetro 5 a 10 cm, de rocas 7 Km de ancho, separadas por depósitos volcánicas y sedimentarias flotantes en una cuaternarios de 15 Km de ancho. Se matriz areno lodosa de color amarillo. Las observa en el flanco oeste del Sinclinorio
80 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano areniscas son de grano grueso a medio, de la Cuenca del Atrato por el denominado color amarillo, con matriz lodosa. Istmo de San Pablo, alto geográfico con elevación alrededor de 100 m.s.n.m.. Esta El ambiente considerado para la cuenca abarca un área aproximada de sedimentación de la Formación Quibdó es 5.700 Km2 aflorando parcial o totalmente continental de alta energía, marcado por en las planchas 185 Bagadó, 204 Pueblo el predominio de gravas y arenas gruesas Rico, 221 Manglares, 222 San Agustín, 240 en esta unidad (Zapata, 2002). Duque – Pichimá, 241 Cucurrupí y 259 Malaguita Caro (1990 b) plantea que el hiato (3,7 (Figura 4). – 3,1 Ma), que marca el contacto entre las formaciones Munguidó (Sierra) y Quibó Estructuralmente la cuenca del San Juan indica el inicio de la sedimentación fluvial está limitada al norte por la Falla del río y lacustre en la cuenca del Atrato. Pepé (Cossio, 2002 a) o el arco deformado de Istmina (Duque – Caro, 1990 a) y Edad. Debido a los escasos fósiles en la al sur por la Falla Garrapatas (Cossio, Formación Quibdó, su edad no ha sido 2002 a; Montoya, 2003). Hace parte del precisada, por este motivo, las edades Supraterreno Atrato–San Juan– Tumaco postuladas momentáneamente son (Etayo et al.,, 1983) como parte de la tentativas y responden a dataciones relativas denominada por la industria del petróleo con base en la posición estratigráfica. Por como cuenca del Chocó – Pacífico (Barlow, estar por encima de la Formación Sierra del 1981; Pérez, 1980; Bueno & Govea, 1976) Mioceno medio al Mioceno superior, Haffer en el sector septentrional del geosinclinal (1967) asigna una edad dentro del rango Bolívar (Nygren, 1950) y separada de la del Mioceno tardío al Plioceno. Duque– cuenca del Atrato por sus características Caro (1990 b) considera que el techo de estratigráficas y estilo estructural. la Formación Munguidó (Formación Sierra) no es más joven que 3,4 Ma; por lo tanto, La estratigrafía de la cuenca del San Juan la Formación Quibdó que la suprayace no es poco conocida y por ello no hay claridad puede ser más antigua que Plioceno. en cuanto a una nomenclatura formal. La utilizada en muchos trabajos se basa Haffer (1967) correlaciona la Formación en nomenclatura estratigráfica empleada Quibdó con la Formación Gatún del este por compañías petroleras no publicada de Panamá y con la Formación Corpa al formalmente, que extrapola nombres de noroeste de Montería en la Cuenca del Sinú unidades en áreas adyacentes sin tener (Zapata, 2002). en cuenta los rasgos estructurales y estratigráficos de cada una en particular y en algunos casos por correlación cronológica, mezclando características cronológicas y 3.6 CUENCA DEL SAN JUAN litológicas que establecen correlaciones dudosas o cuestionables. La nomenclatura La cuenca del río San Juan (Cuenca del empleada para la recopilación del Andén San Juan) se encuentra localizada en Pacífico se basa en el trabajo detallado la región pacífica costera del occidente llevado a cabo en el Valle Superior del río colombiano e incluye llanuras pantanosas San Juan de Figueroa & Núñez (1990) en y selváticas del valle del río San Juan entre el cual proponen una nomenclatura para la línea de costa al occidente y el borde las diferentes unidades–roca, que allí occidental de la cordillera Occidental al afloran y que incluye una interpretación de oriente en los departamentos de Chocó y sus ambientes de deposición y el modelo Valle del Cauca. Al norte está separada de estructural para el área de estudio; esta
81 Geología nomenclatura fue posteriormente empleada en el trabajo de Knouth (1979), que en en la cartografía geológica de las planchas términos generales, establece que la 202 Pilizá, 203 Istmina, 221 Manglares y presencia de chert está relacionada con 222 San Agustín (Cossio, 2002 a). el reemplazamiento de carbonato de calcio por cuarzo microcristalino que se produce sobre horizontes calcáreos con 3.6.1 Formación Tadó (E td) porosidad inicial alta, bajo condiciones de 2 sobresaturación de sílice y subsaturación de carbonatos dentro de una zona de mezcla Definida por Figueroa & Núñez (1990) cerca en la cuenca, no muy lejos de la costa, ya de la población del mismo nombre (plancha que la sílice proviene de zonas emergidas 203 Istmina). Los mejores afloramientos aledañas y es arrastrada por aguas de esta unidad se observan a lo largo del subterráneas. Por otro lado el contenido río San Juan entre las poblaciones de Tadó micropaleontológico, la textura y la e Istmina y su afluente el río Profundó en distribución de los componentes indican un la plancha 203 Istmina, formando el núcleo ambiente oceánico batial moderadamente del anticlinal de Las Mojarras. tranquilo. La continuidad lateral de las capas, indica una plataforma de baja El límite inferiorde la Formación Tadó es energía, con el depósito de sedimentos de fallado con la Formación Istmina a través grano fino. La presencia de laminación plana de la Falla San Juan, en el río Profundó. paralela, significa el ascenso frecuente del Esta falla pone en contacto a un nivel de nivel del mar, produciendo el depósito de areniscas conglomeráticas de la unidad material carbonático (Cossio, 2002 a). de la Formación Istmina con capas de limolitas y chert negro intercaladas. El Edad. En muestras recolectadas en el límite superior es también fallado con los río Profundó y analizadas por Hermann Conglomerados de la Mojarra a través Duque se ubicó a la Formación Tadó en la de la Falla las Mojarras, la cual pone en base del Cretáceo Superior. Sin embargo, contacto capas intercaladas de chert negro dataciones hechas por TEXAS PETROLEUM y calizas, con capas de areniscas y lentes COMPANY (1990) y Figueroa & Núñez de conglomerados. Se considera un espesor (1990) corresponden al Eoceno superior. de 1000 a 1500 m para la Formación Tadó a lo largo de los diferentes afloramientos (Cossio, 2002 a). 3.6.2 Formación Istmina La unidad está compuesta principalmente (E N is) por una alternancia de capas de biomicritas, 3 1 de 5 a 20 cm de espesor, de color gris claro a Definida por Figueroa & Núñez (1990) cerca blanco, planas paralelas continuas. En el río de la población del mismo nombre (plancha Profundó se encuentran interestratificadas 203 Istmina). Consiste en un conjunto con capas de chert, limolitas, areniscas de estratos compuestos básicamente por de grano medio a muy fino y shale negro. rocas clásticas de grano fino con algunas Al nororiente de Tadó, en el río San Juan, intercalaciones de lentes conglomeráticos. se encuentran pequeños silos de diorita Los mejores afloramientos se encuentran a posiblemente relacionados con el Batolito lo largo del río San Juan, en el río Suruco, de Mandé, intercalados con los niveles de en la quebrada San Pablo en la plancha chert, arcillolitas y areniscas. 203 Istmina, en el Pié de Pichimaní y la quebrada Muertero en la plancha 202 Pilizá, La interpretación ambiental para las rocas en la quebrada Santa Bárbara (plancha de la Formación Tadó se puede basar
82 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
222 San Agustín) y en los ríos Docampadó y limolitas. Estos niveles son compactos y y Capiró de la plancha 221 Manglares. predominan sobre los niveles de arenisca y están conformados por guijos de basaltos, El contacto inferior de esta unidad con chert y micritas que flotan en una matriz la Formación Tadó en el río San Juan es de arena lítica de grano grueso a medio. fallado. En el contacto superior con los Conglomerados de la Mojarra en el río La geometría de las capas indica baja Suruco es neto y se marca en el límite energía, con el depósito de sedimentos entre capas de limolitas y un potente de grano fino. La estructura interna de conglomerado (Cossio, 2002 a). En el río éstas (presencia de laminación plana Suruco (plancha 203 Istmina), el espesor paralela), significa el ascenso frecuente es de 5.450 m, pero este valor no es real, del nivel del mar. Duque (1990 a), por ya que la secuencia puede estar repetida la abundancia de fauna planctónica y por plegamiento y fallamiento. bentónica plantea un ambiente de mar abierto, de aguas profundas bien aireadas. La Formación Istmina está conformada Los niveles lenticulares de conglomerados básicamente por areniscas líticas de guijos y areniscas de grano grueso que levemente calcáreas, areniscas tobáceas, se encuentran en el río Suruco, indicarían limolitas y niveles de conglomerados. un depósito en un medio continental a Se presenta en capas plano paralelas somero, por acción de corrientes de alta continuas medias, con espesor de 0,15 m, energía. Por la abundancia de guijos de aumentando hacia el techo de la secuencia basaltos, chert y micritas, se concluye que hasta formar capas muy gruesas; las las unidades anteriormente depositadas capas de limolitas alcanzan hasta 3 m y (Miembro Nutibara), suministraron los los estratos de arenisca hasta 5 m. Las sedimentos que conformaron estos areniscas líticas están bien compactadas, niveles de conglomerado; además, indican son de color gris oscuro a gris verdoso, con períodos de inestabilidad tectónica, en la variaciones de tamaño, de grano de fino que hubo gran actividad erosiva (Cossio, a grueso y predominio del grano medio, 2002a). compuestas por fragmentos angulosos de cuarzo, plagioclasa y fragmentos líticos de Edad. En las muestras recolectadas en chert, lodolita, basaltos y algunas conchas el río Suruco y analizadas por Hermann en una matriz arcillosa y ocasionalmente Duque se encuentra la siguiente fauna: cemento calcáreo. Las areniscas tobáceas Cibicidoides mexicana, Gyroidina soldanii, son de color gris claro a medio, de Lenticulina americana, Oridorsalis grano fino, compuestas por fragmentos ecuatoriensis y Vulvulina spinosa de la líticos subangulares a angulares de zona de Cibicidoides perlucidus, quien basaltos, cristales de plagioclasa y granos les asigna una edad entre el Oligoceno y subangulares de cuarzo. Las limolitas Mioceno inferior (Cossio, 2002a). son de color gris, en capas de menor espesor que las areniscas, presentan granos angulosos de cuarzo, mica y 3.6.3 Formación algunos fragmentos de conchas, la matriz es arcillosa y ocasionalmente presentan Conglomerados de la cemento calcáreo o intercalaciones de Mojarra (N cmj) biomicritas. En el río Suruco, hacia la 1 parte media y tope de la secuencia, se Definida por Figueroa & Núñez (1990) en la encuentran capas de conglomerados Cuchilla La Mojarra (plancha 203 Istmina); intercalados con capas de areniscas líticas constituida por intercalaciones de areniscas
83 Geología y lentes de conglomerados. La unidad no es Edad. Esta secuencia se presenta fallada continua lateralmente, presentándose en en su base, razón por la cual no se puede forma de lentes y se encuentra distribuida establecer con claridad su relación con en las planchas 185 Bagadó, 203 Istmina, la Formación Tadó. De acuerdo con su 204 Pueblo Rico, 221 Manglares y 222 San posición estratigráfica y su contacto neto Agustín. con la Formación Condoto se considera que la edad de esta unidad es pre – deposición El contacto inferior de la secuencia en el río de la Formación Condoto, es decir, pre– Profundó, es fallado con la Formación Tadó; Mioceno medio y post–deposición de en el río Suruco, es neto con la Formación la Formación Istmina, esto es, post– Istmina y se marca en la base de un potente Oligoceno temprano (Rupelian) a Mioceno conglomerado polimíctico que aflora en la temprano (Aquitanian) (TEXAS PETROLEUM desembocadura del río Suruco al río San COMPANY, 1990) es decir la parte superior Juan. El contacto superior observado en del Mioceno temprano (Cossio, 2002a). el río Condoto, es neto con la Formación Condoto (plancha 203 Istmina). 3.6.4 Formación Condoto La secuencia está conformada por un potente conglomerado de color amarillo (N1cn) por oxidación, bien cementado, con guijos y guijarros hasta de 7 cm, de rocas Definida por Figueroa & Núñez (1990) en volcánicas, cuarzodioritas, chert, areniscas el río Condoto cerca de la población del y limolitas, y calizas que flotan en una mismo nombre (plancha 203 Istmina); matriz arenosa de grano grueso con leve consiste en un conjunto rocoso compuesto cementación calcárea. Esporádicamente principalmente por arenitas, conglomerados y especialmente hacia el tope de la y lutitas. Los mejores afloramientos secuencia, se observan intercalaciones de se encuentran en el río Condoto, en la areniscas de color gris, con manchas de quebrada Dipurdú del Guásimo (plancha óxidos de hierro, de grano medio a grueso 222 San Agustín) y en la vereda Aguacate en capas discontinuas. En el río San Juan (plancha 203 Istmina). cerca al caserío de San Miguel (plancha 222 San Agustín) se presentan, intercaladas El contacto inferido en el río Condoto es neto con los niveles de conglomerados, capas con la unidad Conglomerados de la Mojarra, lenticulares de calizas micríticas. pero debido a la falta de continuidad de esta última unidad, el contacto inferior puede Esta formación muestra una disposición ser también con la Formación Istmina, con caótica y sumado a la gran variedad de la cual estructuralmente es concordante, cantos que lo componen, indican una fuente situación que se puede corroborar con los muy cercana al sitio de deposición y como datos de rumbo y buzamiento tomados medio sedimentario ríos de alta energía en ambas unidades (Cossio, 2002a). El y pendientes fuertes, que lo depositaron límite superior con la Formación Novita en forma de grandes abanicos aluviales, que la suprayace en la subcuenca del río lo que explicaría su falta continuidad San Juan, se marcó donde desaparecen los lateral (Cossio, 2002a). Las calizas que se niveles de nódulos calcáreos y lenticulares encuentran cerca al caserío de San Miguel, de caliza intercaladas con las capas de se interpretan como cuñas posiblemente lodolitas y aparecen arenas lodosas a de la Formación Tadó levantadas por la arcillolitas, limolitas y arcillolitas calcáreas Falla San Juan. que presentan restos de conchas, huesos y dientes de peces. El espesor de esta unidad
84 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano en el río Condoto es de 3.475 m, pero este Melonis pompilioides, Uvigerina mantaensis, valor no es real, debido a fallamientos y Uvegerina rustica y Vulvulina spinosa, replegamientos que duplican la unidad ubicándola en la zona de Globorotalia fohsi, (Cossio, 2002a). en el Mioceno medio (Cossio, 2002a).
La secuencia está conformada por areniscas líticas, conglomerados, limolitas y arcillolitas. Las areniscas son líticas, 3.7 CUENCA DE TUMACO de color gris oscuro a gris verdoso, de grano fino a medio. Los conglomerados La Cuenca de Tumaco se encuentra están constituidos por guijarros de chert, localizada en la Llanura Pacífica entre el areniscas, calizas, basaltos y cuarzodioritas, borde occidental y la línea de costa en subangulares, flotando en una matriz los departamentos de Cauca y Nariño, de arena media a gruesa de color gris cubriendo, en parte, desde la plancha 260 amarillento. Las limolitas y arcillolitas, son Pan de Azúcar al norte y la 427 La María de color gris claro a gris verdosas y poco al sur, en la frontera con Ecuador e incluye consolidadas. además las planchas 259 Malaguita, 278 Bahía Buenaventura, 298 San Antonio de La presencia de areniscas de grano fino puede Yurumangüí, 318 Punta Coco (Bubuey), indicar el depósito de sedimentos dentro de 319 Zaragoza, 339 Mosquera, 340 Iscuandí, una plataforma con muy baja energía, lo 341 Cerro timbiquí, 361 Bis San Juan de cual se refleja en la continuidad lateral de la Costa, 361 Yarumal, 362 Baquería, 383 las capas, la presencia de laminación plana Tumaco, 384 La Chorrera, 385 Ricaurte, paralela y el ascenso frecuente del nivel 407 Cabo Manglares, 408 Barbacoas, del mar. Los nódulos arenosos calcáreos 409 Las Cruces, 427 Bis Río Mataje, 427 pueden indicar condiciones reductoras en La María (Figura 4); con una extensión 2 el momento del depósito que favorecieron aproximada de 23.100 Km . la nucleación y posterior depositación del material calcáreo. Los niveles de La Cuenca de Tumaco corresponde a la conglomerados en el río Condoto, indicarían continuación meridional de la depresión un depósito en un medio continental, por Atrato – San Juan y está limitada de acción de corrientes de alta energía. Por ésta por la Falla Garrapatas; con una la abundancia de guijos de basaltos, chert profundidad de 14 Km (Case et al.,1971) a y micritas, se considera que las unidades 10 Km (Meissner et al., 1976) y constituye anteriormente depositadas (formaciones un relleno de trench del que únicamente Tadó e Istmina), suministraron los afloran las formaciones estratigráficamente sedimentos que conformaron estos más altas como parte del supraterreno niveles de conglomerado; además, indican Cenozoico Atrato–San Juan–Tumaco (Etayo períodos de inestabilidad tectónica, en los et al., 1983). Esta cuenca se extiende al que hubo gran actividad erosiva (Cossio, sur en el Ecuador donde se conoce como 2002a). Cuenca de Esmeraldas.
Edad. Entre las muestras recolectadas en La estratigrafía de la Cuenca de Tumaco el río Condoto y analizadas por Hermann es poco conocida y no hay claridad en Duque Caro se encuentran Bulimina cuanto a una nomenclatura formal y la alazanensis, Bulimina inflata, Globigerina utilizada en los trabajos regionales de los venezuelana, Globigerinioides immatura, departamentos del Cauca (París & Marín, Glorotalia peripheroacuta, Globorotalia 1979) y Nariño (Arango & Ponce, 1980.) peripheroronda, Melonis barleeanus, (Anexo 2), corresponde a la propuesta por
85 Geología
Van der Hammen (1958) para la Llanura Diabásico infrayacente, y dadas las Pacífica sin columnas estratigráficas y características fotogeológicas, es fallado en algunos casos sin localidades tipo al menos en algunos tramos. Su contacto mencionadas y con espesores indicados superior es una inconformidad erosional pero sin localidad de referencia; además, en con la Formación Naya (Suárez, 1990). Se la mayoría de ellas no se citan los criterios reportan espesores variables, entre 500 con base en los cuales se asignaron las – 1.000 m en algunos lugares y entre 700 edades. El Grupo Pacífico, se ha utilizado – 1.900 m en otros. para referirse a las unidades sedimentarias de origen marino que afloran en la parte En el Grupo Pacífico abundan las calizas sur de la costa del Pacífico con un rango intercaladas con arcillas esquistosas y de edad que va del Eoceno al Oligoceno; areniscas de grano fino con niveles de Formación Naya (Oppenheim, 1949) para conglomerados calcáreos en la parte las rocas sedimentarias del Mioceno que inferior. Según Suárez (1990), la secuencia afloran al sur de Buenaventura y reposan consta esencialmente de alternancias discordantemente sobre el Grupo Pacífico de lodolitas, areniscas, calizas y algunos y que infrayace, también en discordancia, conglomerados en la parte inferior, que a la Formación Guapi (Van der Hammen, gradan a arcillolitas limosas y shales, con 1958) que es una unidad de facies muy areniscas piroclásticas y calizas en la parte similares a la Formación Naya. La escasa media (Formación Cayapas). El carácter información cartográfica disponible de la pelítico, de estos sedimentos, hace pensar costa pacífica en los departamentos de que sean la fuente del diapirismo de lodo Cauca y Nariño ha sido motivo para que presente en la cuenca. en los mapas departamentales aparezcan estas unidades integradas. Van der Hammen (1958) atribuye el Grupo Pacífico, a un ambiente oceánico, que varía de profundo a somero. Según Suárez (1990), 3.7.1 Grupo Pacífico (ENgp) la megasecuencia correlacionable, con esta unidad, corresponde principalmente a un ambiente batial o batial - abisal y Van der Hammen (1958) define el Grupo localmente abanicos submarinos, rellenos Pacífico, como un conjunto de rocas de canales y cañones submarinos. sedimentarias de origen marino que afloran en la parte sur de la costa Pacífica, en el Edad. Van der Hammen (1958) propone departamento de Nariño. un rango de edad que va del Eoceno al Oligoceno. De esta unidad se encuentran afloramientos a lo largo del departamento del Cauca, donde el Grupo Pacífico había sido definido como costa Pacífica por París & Marín 3.7.2 Formación Naya (N1ny) (1979). En el departamento de Nariño este grupo se encuentra cubierto por abanicos Nomenclatura introducida por Oppenheim fluviales generados por el río Telembí (1949) para referirse a las rocas (plancha 409 Las Cruces). Este cuerpo sedimentarias del Mioceno que afloran en está distribuido en las planchas 298 San la costa Pacífica al sur de Buenaventura Antonio de Yurumangüí, 319 Zaragoza, y definida por Van der Hammen, (1958), 341 Cerro Timbiquí y 363 Argelia. en la zona costera del departamento del Cauca; consta de una sucesión de El contacto inferior observado sobre el conglomerados, arcillas y lutitas con restos río Telembí, es discordante con el Grupo vegetales que yacen discordantemente
86 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano sobre el Grupo Pacífico e infrayacen, 3.7.3 Formación Guapi (N g) también discordantemente, a la Formación 2 Guapi. Definida por Van der Hammen (1958), quien señala que se trata de una unidad Según Suárez (1990), el contacto inferior de facies muy semejante a la Formación es una inconformidad erosional con el Naya; presenta buzamientos suaves al NE Grupo Pacífico infrayacente, al igual y fotogeológicamente, exhibe un patrón que el contacto superior, esta vez con la textural muy grueso. Formación Guapi. El espesor total de la formación es probablemente de 2.000 m Van der Hammen (1958), considera que (Van der Hammen, 1958). las formaciones Guapi y Naya, tienen por lo menos 5.000 m de espesor. Ambos Suárez (1990), define la parte inferior contactos, son discordantes erosionales: El de esta unidad como conformada por un inferior con la Formación Naya y el superior, conglomerado basal con intercalaciones con los depósitos fluvio – volcánicos del de niveles de conglomerado y arcillolita Plio – Pleistoceno. y la parte superior que consiste primordialmente de arcillolitas, lodolitas Esta unidad consta de arcillolitas grises, y shales con intercalaciones menores con intercalaciones de conglomerados delgadas de arenita, arenita conglomerática y areniscas arcillosas, estando los y escasos conglomerados y reporta una conglomerados, compuestos por cantos facies arcillosa, con niveles calcáreos y de arenisca, diabasa y cuarzo lechoso; algunas arenitas, además de areniscas además, de tobas resedimentadas. conglomeráticas y conglomerados con matriz, areno arcillosa en la base. La porción Los sedimentos constitutivos de la inferior, de la formación, es esencialmente Formación Guapi indudablemente de carácter clástico grueso y la porción provienen de la cordillera Occidental y superior corresponde a clásticos finos. según Suárez (1990) posiblemente ésta se depositó durante un highstand systems Según Suárez (1990), la porción inferior tract y un shelf – margin systems tract; en de la secuencia representa un evento de un ambiente batial medio, representando alta energía con presencia de abanicos olistostromas y rellenos de cañones submarinos, rellenos de cañones y de canales submarinos interdigitados con turbiditas submarinos favorable para la formación en unas facies, y en otras, representa de facies clásticas gruesas; dice, la parte depósitos neríticos de plataforma externa. inferior se depositó durante un basin – floor fan y la superior durante un slope fan y/o Edad. Según Suárez (1990), el límite un lowstand wedge. Dichas configuraciones inferior de esta secuencia corresponde a podrían corresponder a depósitos de arena una inconformidad angular contra la cual y lodo en abanicos submarinos por flujos se truncan las formaciones de la Cuenca turbidíticos, terrígenos hemipelágicos y de Tumaco como Viche, Angostura, Naya, turbiditas proximales. Chaguí y San Agustín evidenciando que la Formación Guapi fue producida por Edad. Oppenheim, (1949), le asigna a la un pulso tectónico mayor, el cual podría Formación Naya una edad Mioceno. Suárez corresponder a la última fase de la Orogenia (1990) restringe la edad al rango Mioceno Andina durante el Mioceno más superior a medio a Mioceno superior temprano. Plioceno. Es decir, que las rocas de esta secuencia serían post–Mioceno superior.
87 Geología
Según Van der Hammen (1958), la edad dividir el Grupo Cauca en las formaciones es Plioceno. Chimborazo, Guachinte, Ferreira y Esmita; estas formaciones pueden seguirse hacia Se considera que las formaciones Chaguí el norte en el departamento del Valle con y San Agustín de la Cuenca de Tumaco, excepción de la Formación Esmita; al descritas por Suárez (1990), pueden norte de Cali estas unidades se acuñan correlacionarse con la Formación Guapi de y desaparecen y en su lugar aflora una acuerdo con observaciones de campo, en la secuencia calcárea denominada Formación cuenca baja del Patía, de Bocas de Satinga Vijes (Schwinn, 1969). hacia el occidente, a lo largo del río Patianga en el sentido de Van der Hammen (1958) Nivia (2001), indica que la Formación y no en el sentido de Suárez (1990), quien Chimborazo y las unidades suprayacentes restringe la Formación Guapi, a niveles pueden no tener relación y que por lo tanto, muy superiores. la inclusión de esta formación dentro del Grupo Cauca no estaría de acuerdo con los procedimientos de la nomenclatura estratigráfica y como consecuencia la 3.8 CUENCA DEL CAUCA presenta como una unidad independiente. Las unidades del Grupo Cauca como de Aunque la cuenca del Cauca–Patía no hace la Formación Chimborazo están cubiertas parte del Andén Pacífico como tal, teniendo parcialmente por unidades superiores en cuenta la connotación geográfica del locales, no consolidadas, de depósitos término, la recopilación cartográfica hecha Plio – Pleistocenos como las formaciones incluye planchas completas (Figura 4); por Zarzal, Armenia y Jamundí. lo cual, en las planchas 279 Dagua y 299 Jamundí, en los departamentos del Valle del Cauca y del Cauca alcanza a incluirse esta área que corresponde al borde occidental 3.8.1 Formación Chimborazo de la cuenca en su límite con el flanco (E E ch) oriental de la cordillera Occidental como 1 2 parte del Graben Interandino Cauca–Patía– Esta unidad, conocida por los geólogos de GICP (Acosta, 1970), de donde se toma la Intercol como Formación Uribe (Schwinn, nomenclatura estratigráfica utilizada en 1969) y definida por Orrego (1975) como este trabajo (Aspden et al., 1985; Aspden, Formación Chimborazo, está constituida 1984). por una secuencia de sedimentitas marinas que aflora en la población La secuencia de sedimentitas terrígenas Chimborazo (Inspección Departamental que rellenan la Cuenca del Cauca – Patía, de Policía de Morales, Cauca), cubriendo cuenca de tipo convergente producto de discordantemente las formaciones la interacción entre una placa oceánica y volcánicas (Grupo Diabásico) y/o Ampudia una continental adyacente a la zona de y suprayacida, a su vez, en forma subducción, corresponde a sedimentos discordante por la Formación Guachinte depositados en ambiente marino – (Orrego, 1975). Aflora principalmente en transicional y continental, denominadas la plancha 299 Jamundí. por Hubach & Alvarado (1934) como Piso del Cauca y para las cuales De Porta (1974) La formación tiene más de 3.000 m de sugiere usar el nombre de Grupo Cauca. espesor en su localidad tipo, donde se En el departamento del Cauca, Orrego separaron los dos miembros: uno inferior, (1975) y Orrego et al.,(1976) propusieron Confites y otro superior, Loma Larga
88 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano (Orrego, 1975). Sin embargo, en el Valle, 3.8.2 Formación no se puede reconocer esta división y el espesor de la formación decrece desde 400 Guachinte (E2E3gc) m, hasta acuñarse cerca de la población de Villa Carmelo (corregimiento de Melendez, Su nombre fue utilizado por Schwinn Cali) donde la Formación Guachinte la (1969) para referirse a una secuencia de superpone transgresivamente (Nivia, sedimentitas de origen parálico que aflora 2001). a lo largo del río Guachinte y contiene importantes horizontes de carbón. Se El Miembro Confites que aparece en la encuentran afloramientos de dicha parte inferior y media de la formación, está formación en las planchas 279 Dagua y compuesto de conglomerados polimícticos 299 Jamundí. interestratificados con areniscas, brechas, arcillolitas y limolitas. Los clastos de los Según Orrego (1975), en su área tipo conglomerados incluyen principalmente suprayace en discordancia la Formación cherts y basaltos. El Miembro superior, Chimborazo y es suprayacida en contacto Loma Larga, es de grano más fino y en concordante por la Formación Ferreira. Al la sección tipo está compuesto de una norte del río Pance la Formación Guachinte secuencia monótona de wacas líticas, reposa directamente sobre el Grupo areniscas fosilíferas, limolitas, lodolitas Diabásico. El espesor en la sección tipo es y horizontes locales de conglomerados de 643 m Orrego (1975) pero se adelgaza policmíticos. Al norte del río Guachinte la hacia el norte y desaparece en el área de formación consiste de base a techo, en un Yumbo. horizonte de brechas a conglomerados, una secuencia de areniscas de grano fino La secuencia de esta formación se puede y buena selección, limolitas, lodolitas y dividir en varios miembros: en su área tipo shales. Los estratos que presentan costras Orrego (1975) reconoce dos miembros, ferruginosas son comunes y se presentan uno inferior, La Cima y otro superior, La en menor proporción algunos shales Rampla. Verdugo & Nivia (1985) proponen, carbonáceos, pero no se incluyen carbones además, dividir el Miembro La Rampla y muchas de las unidades de areniscas son en dos: una secuencia inferior rica en glauconíticas. carbones llamada Miembro Los Chorros y una superior de areniscas sin horizontes Su origen es turbidítico, donde la zona de de carbón que proponen llamarla Miembro aporte de los sedimentos fue la cordillera La Rampla. Occidental indicado por sus caracteres litológicos, texturales y estructurales La base de este último está marcada (Orrego & París, 1991). por la presencia de un horizonte marino que contiene gasterópodos y pectínidos Edad. Orrego et al. (1976), consideran conocido como Horizonte La Leona (Hubach que la edad es Paleocena a Eocena media & Alvarado, 1934). El Miembro La Cima según el tipo de radiolarios encontrados presenta un espesor decreciente desde en el Miembro Confites. Sin embargo, 105 m en el río Guachinte (Orrego, 1975) Schwinn (1969) menciona que de acuerdo hasta desaparecer en el río Jordán. Consiste a su contenido de polen podría ser de edad en bancos muy gruesos de areniscas Eocena a Eocena superior. cuarzosas blancos grisáceas, de grano fino a conglomeráticas interestratificadas con bancos de espesor medio a grueso de limolitas grises oscuras y lentes delgados
89 Geología de conglomerados. El Miembro Los Chorros Pance que tiene una edad K/Ar de 17 – 19 consiste en una secuencia repetida de Ma (Brook, 1984). ciclotemas, menores de cuatro metros de espesor, que decrecen en tamaño de grano de base a techo desde areniscas de grano 3.8.3 Formación Ferreira grueso y medio a limolitas, lodolitas y shales. El contenido de carbón se incrementa hacia (E3fr) arriba, estando las secuencias cubiertas por mantos de carbón. Los carbones son duros El término Formación Ferrreira fue y bituminosos, pero con alto contenido propuesto por Orrego (1975) para designar de volátiles. En el Miembro La Rampla las una secuencia sedimentaria aflorante en la areniscas varían en tamaño de grano fino quebrada Ferreira localizada a unos 3 Km al a muy grueso y están compuestas por noreste de Timba (Valle del Cauca, plancha granos de cuarzo, feldespato y fragmentos 299 Jamundí). A esta misma se había de roca que constituyen menos del 10% referido Van der Hammen (1958) como del volumen de la roca. Las estructuras la Formación Cauca Superior y Schwinn más comunes son estratificación cruzada, (1969) como la Formación Jamundí. laminación flasser, gradación y los rellenos de canal que forman horizontes Reposa en concordancia sobre la Formación conglomeráticos de espesor variable entre Guachinte. En el Departamento del Valle del 2 y 4 m. Estos últimos consisten en guijarros Cauca, está cubierta en discordancia por subangulares a subredondeados de cuarzo depósitos Plio–Pleistocenos más jóvenes. en venas y menos frecuentemente de chert Esta formación se acuña hacia el norte y y fragmentos de felsita soportados en una desparece inmediatamente al sur del río matriz arenosa de granos de cuarzo. La Pance. En su sección tipo tiene un espesor base de este miembro está marcada por de 500 m (Orrego, 1975) y de acuerdo el horizonte marino La Leona localizado 10 con Schwinn (1969) en la quebrada - 20 m por encima del último estrato de Seguenguito (Cauca) este alcanza 1.300 carbón del Miembro Los Chorros. m.
Por sus caracteres litológicos, estructurales De acuerdo con Orrego (1975) consiste de y texturales, parece haberse depositado un miembro inferior no marino, llamado en un ambiente de transición, continental– Suárez y de uno superior esencialmente litoral, posiblemente deltáico y en facies marino, denominado La Cabrera. El Miembro de canal (Orrego & París, 1991). Suárez se caracteriza por la presencia, en su base, de niveles lenticulares de Edad. Basado en análisis de polen, Schwinn conglomerados que se destacan formando (1969) sugiere una edad Eocena superior. riscos. Estos niveles, que alcanzan 50 Dueñas (en Aspden, 1984), indica que el m de espesor, consisten en guijarros Miembro Los Chorros se depositó después subredondeados a redondeados de cuarzo del Eoceno superior y que la abundancia lechoso y cantidades menores de chert de esporas sugiere una edad Oligocena. soportados en una matriz de arena cuarzosa. Keiser (1954) reporta una edad Oligocena Interestratificados con los conglomerados inferior para los fósiles recolectados en se presentan shales carbonáceos, lodolitas el Horizonte La Leona. La edad Miocena y areniscas. La parte superior de este (Orrego, 1975; Orrego et al., 1976, París miembro es también conglomerática, pero & Marín, 1979) se descarta, ya que esta incluye una secuencia rítmica de shales, formación está intruida por el Stock de limolitas, shales carbonáceos y carbones. En el río Guachinte alcanza un espesor de
90 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
225 m (Orrego, 1975). La base del Miembro la formación exceda los 50 m de espesor La Cabrera está marcada por dos estratos (Nivia, 2001). marinos conocidos localmente como el Horizonte de San Francisco (Keiser, 1954; La Formación Jamundí consiste Misión Belga, 1964), expuesto en los esencialmente en depósitos de gravas ríos Guachinte, Claro y Lilí. Este contiene y cantos no consolidados, pobremente restos mal preservados de gasterópodos y seleccionados, con tamaños desde pocos pelecípodos. Sobre este horizonte fosilífero centímetros hasta 3 m, constituidos por se presenta una secuencia monótona de basaltos, cherts, gabros, conglomerados, limolitas y en menor cantidad de areniscas limolitas y areniscas. La matriz de estos en parte calcáreas. En el río Guachinte este depósitos es de colores rojizos; consiste miembro tiene 280 m de espesor (Orrego, en una mezcla de materiales arenosos 1975). y arcillosos. En la parte superior de la formación, existen varios horizontes Su origen y fuente de aporte de sedimentos arenosos y arcillosos bien estratificados se cree que son los mismos de la Formación con arenas de grano grueso mal Guachinte, ya que sus características son seleccionadas. similares (Orrego & París, 1991). Edad. La edad asignada para la Formación Edad. Schwinn (1969) reporta una edad Jamundí por Verdugo & Nivia (1985) es Eocena para estas rocas. De acuerdo con Plio – Pleistoceno. Keiser (1954) los fósiles colectados en el horizonte de San Francisco serían del Eoceno superior al Oligoceno inferior. La posibilidad de que se haya depositado 3.9 PLIOCENO Y durante el Mioceno (Orrego, 1975; Orrego CUATERNARIO et al., 1976, París & Marín, 1979) se puede descartar, por estar intruida por el Stock de Formaciones del Plioceno y depósitos Pance de edad K/Ar de 17 – 19 Ma (Brook, del Plioceno – Pleistoceno hasta el 1984). Cuaternario, aparecen ampliamente distribuidos en toda el área del Andén Pacífico, pudiendo ser continuos algunos 3.8.4 Formación Jamundí de ellos o correlacionables, puesto que se generaron en un ambiente tectónico y (N2Q1jm) sedimentario similar, en especial después de la Orogenia Andina. Por su origen, Verdugo & Nivia (1985) proponen este características litológicas y edad asignada nombre para referirse a una secuencia se han separado para su descripción en: de depósitos de abanicos aluviales no Formaciones y Depósitos Volcánicos del consolidados (“Abanico de Jamundí” de Plioceno, Depósitos Fluvio–Volcánicos Keiser, 1954) que aflora al sur de Cali del Plioceno y Pleistoceno, Depósitos (plancha 299 Jamundí). Volcánicos del Pleistoceno, Depósitos Continentales Recientes y Depósitos Suprayace discordantemente las Marinos y Transicionales. formaciones Guachinte y Ferreira; buza suavemente hacia el este y está En el suroccidente del Andén Pacífico suprayacida discordantemente por y relacionadas con la intensa actividad depósitos holocénicos. Es improbable que volcánica del Plio – Pleistoceno hasta el Reciente, se generaron vastas
91 Geología acumulaciones de rocas volcánicas como 3.9.1 FORMACIONES Y producto tanto de erupciones lávicas como explosivas. Sin embargo, a pesar de que los DEPÓSITOS VOLCÁNICOS DEL materiales provenientes de este volcanismo PLIOCÉNO ocupan cerca del 20% en el área de Nariño, sólo localmente se presentan estudios Las formaciones sedimentarias Mayorquín detallados de su estratigrafía (planchas y Raposo parecen haberse depositado 447 Bis Tallambí, 447 Ipiales; Parra & antes del volcanismo pliocénico presente Velásquez, 2002 y plancha 428 Túquerres; en el sur de Colombia. Como resultado de González et al., 2002). la actividad magmática que comenzó en el área a principios del Plioceno o quizás Anteriormente tales materiales habían sido al final del Mioceno, se presentan amplios cartografiados como una sola unidad y depósitos especialmente de carácter fluvio denominados globalmente “Capas tufíticas volcánico. de Nariño” (Grosse, 1935) y Formación Nariño (Hubach, 1957). La división de Las dataciones radiométricas disponibles estas rocas que se presenta en los mapas del volcanismo en esta zona se localizan del Andén Pacífico representa una idea de sobre el Plioceno, pero tal vez puedan distribución regional basada en criterios existir fuentes no localizadas hasta el litológicos, genéticos y a su centro de momento que presenten una edad un poco origen, separados de acuerdo con la más antigua. edad asignada, en depósitos volcánicos y fluviovolcánicos Pliocénicos, Pleistocénicos Este volcanismo coincidió con una época y Recientes. de actividad glaciar que cubría la cordillera recién levantada, produciendo voluminosos Las formaciones sedimentarias Mayorquín y depósitos derivados de la fusión del hielo, Raposo del Plioceno Tardío se describen en provocada por las erupciones volcánicas, este capítulo, debido a su amplia distribución que transitaron a lo largo de los cauces desde la Cuenca del San Juan hasta la de principales hasta alcanzar el borde Tumaco abarcando desde la plancha 183 costero. Coquí hasta la 408 Barbacoas.
En la región Pacífica, los depósitos 3.9.1.1 Formaciones Sedimentarias Cuaternarios tienen un carácter similar, presentándose depósitos fluvio– torrenciales en las zonas de piedemonte, La información disponible de las Formaciones aluviones recientes y terrazas en las sedimentarias es relativamente pobre, planicies aluviales y valles intramontanos, debido en especial a la escasez y continuidad depósitos fluvio–lacustres en la llanura en los afloramientos. Las Formaciones fluvio–deltáica del Atrato y localmente en definidas son Raposo, Mayorquín y Guapi el Patía, y depósitos intermareales y de en el sur y Quibdó en el norte, estás dos playa a lo largo de toda la costa Pacífica y ultimas se describen en las cuencas de en el Golfo de Urabá. Tumaco y del Atrato, respectivamente.
92 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
3.9.1.1.1 Formación Raposo (N2rp) cuales flotan en una matriz areno arcillosa de color amarillo rojizo. La Formación Raposo fue definida por Aspden et al. (1985), como una secuencia de Hacia la parte media predominan areniscas y conglomerados, poco litificados intercalaciones de conglomerados con que se presentan en capas decimétricas areniscas conglomeráticas con espesores a métricas, de estratificación ondulosa, menores de 1 m y aumenta la proporción paralela, continua y contactos netos entre de areniscas conglomeráticas, de mala capas. La sección tipo se localiza en los ríos selección, generalmente matriz soportados Raposo y Caracolí (plancha 279 Dagua). con matriz tamaño arena desde gruesa Se encuentran afloramientos en los río a media, con clastos redondeados. Al Cucurrupí, Copomá y Garrapatas de la occidente hay predominio de areniscas plancha 241 Cucurrupí, Munguidó, Calima conglomeráticas interestratificadas con y aguas Claras de la plancha 260 Pan de rocas de grano más fino, areniscas y lodolitas Azúcar y en la carretera que conduce a la en capas lenticulares, generalmente de Base Naval de Bahía Málaga (plancha 259 color gris azuloso a gris verdoso que por Malaguita). procesos de meteorización toman un tono rojizo o blancuzco en el caso de las El contacto inferior de esta formación con arcillolitas; composicionalmente están las filitas y las rocas volcánicas del Cretácico constituidas por fragmentos de chert, es inconforme y se puede observar en la lodolitas silíceas, cuarzo y, al sur, por rocas carretera que conduce a Buenaventura volcánicas. y en los ríos Munguidó (plancha 260 Pan de Azúcar) y Garrapatas (plancha 241, En las zonas próximas al contacto con la Cucurrupí) (Montoya, 2003). Para Aspden Formación Mayorquín, la fracción dominante (1984), la Formación Raposo al oeste es fina; en estos intervalos finogranulares está interdigitada y a veces en contacto se observan fragmentos de carbón como gradacional con la formación Mayorquín. componentes de la roca o como láminas; se presentan concreciones de areniscas La Formación Raposo corresponde a una de grano grueso a medio, macizas, con secuencia conglomerática, constituida diámetro de 50 cm, dispuestas paralelas por conglomerados, areniscas, lodolitas a la estratificación. Las areniscas, lodolitas y láminas de carbón; a medida que se y arcillolitas se presentan con contactos avanza hacia el occidente, se observa netos, en secuencia cíclica de capas una gradación a rocas de tamaño más gruesas, algunas masivas y con estructuras fino. Cerca al piedemonte de la cordillera internas como laminación (fina y media) y Occidental predominan conglomerados en localmente estratificación cruzada. capas muy gruesas hasta de 3m (Figura 19), intercalados con capas continuas o El carácter masivo, subhorizontal, lenticulares de areniscas conglomeráticas, matriz soportados, fragmentos mal en contactos netos, y forman afloramientos seleccionados; la estratificación plana con 15 m de altura. Los conglomerados o cruzada y la composición, la madurez son polimícticos, de guijos y guijarros, con textural (inmaduros) y los colores pardos predominio de los guijos de 3 – 5 cm, mal por oxidación, definen un ambiente de seleccionados, en donde la relación cantos depositación fluvial, de ríos trenzados y matriz es 50 – 50; están constituidos y abanico hacia la parte más oriental, por fragmentos redondeados de chert, mientras que al occidente es transicional limolitas silíceas y rocas volcánicas, los de aguas salobres. Las corrientes que depositaron estos sedimentos son de alta
93 Geología energía y con gran carga de sedimentos, está marcado por el establecimiento de en donde la carga es gruesa, de guijos y condiciones de acumulación asociadas a gravas, los cuales disminuyen de tamaño a ambientes de aguas salobres y continentales medida que se aleja de la fuente. En la parte (Montoya, 2003). más occidental, el contacto gradacional entre las formaciones Mayorquín y Raposo
Figura 19. Conglomerados de la Formación Raposo. Ríos Garrapatas y Cucurrupí.
Edad. Los conglomerados de la Formación 3.9.1.1.2 Formación Mayorquín (N2my,
Raposo contienen clastos de diorita del N2myca, N2mycu) Batolito de Anchicayá, datado entre 18 y 20 Ma (Brook, 1984); se considera que La formación Mayorquín fue definida estos conglomerados no pueden ser más por Aspden & Nivia.(1984) como una antiguos que el Plioceno. De acuerdo con secuencia marina de areniscas y lutitas, Nutall (1984, comunicación escrita) aunque con estratificación plana, paralela y las muestras fosilíferas recolectadas en la continua, de tamaño de grano que varía quebrada Lucas (plancha 279 Dagua) no de arena media a arcilla; es común la contienen especies diagnósticas, el aspecto presencia de bioturbación y fósiles marinos moderno de la fauna sugiere que es casi y en ocasiones con horizontes delgados con certeza Neógeno. y nódulos calcáreos, cuya sección tipo está localizada en la parte inferior del Esta formación es correlacionable, en edad, río Mayorquín (plancha 278 Bahía de con la Formación Quibdó (Haffer, 1967) en Buenaventura). la cuenca del Atrato, para la cual se han reportado edades del Mioceno tardío y Se observan afloramientos aislados en Plioceno. el delta del río San Juan (plancha 259 Malaquita) y sus mejores exposiciones se
94 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano encuentran en la carretera que conduce a y las rocas predominantes son areniscas la Base Naval de Bahía Málaga y al interior finas y conglomeráticas. Es común la de la bahía de Buenaventura. El contacto acumulación de óxidos de hierro producto inferior se supone paraconforme con las de la meteorización, que forman costras sedimentitas de la Formación Naya y el (de hasta 5 mm) que marcan la laminación contacto superior con la Formación Raposo fina y los contactos entre capas, y resaltan es transicional lento, en donde se puede aún más la estratificación, además, se observar las rocas de facies características presentan como relleno de fracturas que de ambientes marinos y marino transicional cortan las capas y contiene caparazones a continentales característicos de la de microorganismos. Formación Raposo. La estratificación plana se pierde y aparecen estratos lenticulares, En el Miembro Curay la estratificación esto, acompañado de un incremento del tienden a perder su paralelismo, haciéndose contenido cuarzoso y de la presencia de común la estratificación cruzada; materia carbonosa en láminas (Montoya, consiste en una secuencia de arcillolitas 2003). conglomeráticas mal seleccionadas con concresiones calcáreas locales mal Está compuesta de areniscas y lutitas que cementadas, con contenido fósil de raices de presentan estratificación plana, paralela, plantas y presencia de materia carbonosa, continua de espesor medio y grueso. Estas que localmente presenta láminas y una rocas de color gris verdoso o azuloso, coloración rojiza por oxidación y colores con tamaño de grano que varía de arena blancos por lixiviación. media a arcilla, presentan mejor selección en cuanto a tamaño de grano que la La presencia de fósiles en la Formación Formación Raposo y tienen generalmente Mayorquín le imprime un carácter marino, texturas homogéneas y moteadas nerítico externo (Duque – Caro, 1998 en: producidas por bioturbación y ocasionales Montoya, 2003), donde la abundancia de niveles delgados de nódulos calcáreos rocas detríticas sugiere un aporte continuo (Aspden et al., 1985). La composición de y abundante de sedimentos terrígenos, estas sedimentitas permite denominarlas lo que implica una erosión muy activa en grauwacas líticas, ya que la mayor parte de la fuente de aporte asociada a terrenos los granos componentes son fragmentos de jóvenes levantados. rocas metamórficas, especialmente filitas y metachert (Figura 20). Edad. La característica principal, que permite separarlas de la Formación Raposo Esta formación fue subdividida por Nivia en es la presencia de bivalvos y gasterópodos, las planchas 361 Bis San Juan de la Costa asignando una edad de Plioceno (Aspden, y 361 Yarumal, en Miembro Casacajal 1984).
(N2myca) y Miembro Curay (N2mycu). El Miembro Cascajal se encuentra en la La Formación Mayorquín es correlacionable parte inferior de la secuencia y consiste con la Formación Guapi definida por Van en lodolitas, lodolitas conglomeráticas y der Hammen (1958), en el departamento areniscas muy finas; las rocas muestran del Cauca, como una secuencia constituida mayor selección que en la parte superior, por conglomerados, areniscas y arcillas; pero a medida que se sube en la contiene, además, tobas resedimentadas secuencia, el tamaño de grano aumenta (Radelli, 1967).
95 Geología
Figura 20. Capas horizontales de areniscas y lodolitas de la Formación Mayorquín. Carretera a la Base Naval de Bahía Málaga (plancha 259 Malaguita). 3.9.1.2 Depósitos Volcánicos algunos de los focos volcánicos pliocénicos han sido erodados o cubiertos por edificios El volcanismo del suroccidente de posteriores. Colombia es conocido desde inicios del siglo IXX por Humboldt; a finales del Parra & Velásquez (2002) y González et mismo se encuentran los trabajos de al.,(2002), identificaron varios centros Friedlander y a principios del siglo XX por volcánicos localizados al sur de Nariño Grosse, en los departamentos de Cauca y entre Túquerres y la frontera ecuatoriana, Nariño. Posteriormente se han realizado que tuvieron actividad en el Plioceno, levantamientos cartográficos sistemáticos, agrupados en este trabajo como una además de estudios de exploración, unidad, denominada Edificios Volcánicos
éstos últimos en especial en las áreas de Pliocénicos (N2av), a los cuales se les Piedrancha (Nariño) y Sotará (Cauca). A puede identificar morfológicamente parte partir de 1987 se intensificó el estudio de de la estructura perteneciente al cono los volcanes activos del sur de Colombia, central o sus remanentes, en tanto que en especial en lo relativo a las amenazas los diferentes tipos de flujos (lávicos o geológicas que ellos puedan generar. piroclásticos) presentes en la zona, se han denudado al punto que su forma plana El conocimiento en particular de algunos original ha desaparecido totalmente para volcanes es relativamente incompleto, formar vertientes elongadas de cimas debido a que el alcance de los estudios en estrechas. cada uno de ellos ha sido diferente, pero más que todo en la carencia de dataciones De acuerdo con la cartografía geológica radiométricas de los diferentes episodios realizada por Murcia & Cepeda (1991), volcánicos que componen cada edificio. Es estos edificios volcánicos, deben tener necesario tener en cuenta, además, que un basamento compuesto por rocas
96 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano mesozoicas pertenecientes a los Grupos pardo claro a rojizo donde se conservan Dagua y Diabásico. algunas pumitas y fragmentos líticos. Los bloques consisten en andesitas masivas y A este grupo pertenecen formas volcánicas andesitas con textura brechosa, con matriz y parte de sus productos que se han ligeramente vesiculada. preservado desde el Plioceno, en los cuales las edades radiométricas más antiguas Todos los edificios están cubiertos por obtenidas son del orden de 4,2 Ma (ICEL depósitos piroclásticos y eólicos más – OLADE, 1983; Aquater, 1987). recientes, de edad cuaternaria, que en parte dificultan la ubicación de los centros Los edificios volcánicos identificados de efusión. reciben los nombres de Andesitas del río Guáitara, Macas, Cerro Negro del OLADE (1982) dató por el método K-Ar Encino, Azufral Antiguo, Cumbal Antiguo y una muestra de un flujo de lava “antigua” Pajablanca. Todos estos centros volcánicos del volcán Azufral, en la cual se obtuvo una se caracterizan por su composición edad de 4,2 Ma; que corresponde al Plioceno andesítica y formaron estructuras temprano y que en su interpretación volcánicas compuestas en las cuales los consideran, sería el inicio de la construcción edificios respectivos alternan erupciones del edificio volcánico del Azufral. En el lávicas con productos piroclásticos. Tanto mismo proyecto, se dató una lava del del edificio del Cumbal Antiguo como del Panecillo de Tufiño, aproximadamente a Azufral Antiguo se conservan estructuras 1 Km al sur del corregimiento de Chiles semicirculares de dimensiones entre 5 (Municipio de Cumbal), obteniendo una y 8 Km de diámetro que representan un edad alrededor de 4,6 Ma. (ICEL – OLADE, episodio caldérico final. Estos episodios 1983). Ambas dataciones establecen caldéricos fueron responsables en buena el inicio de la actividad volcánica en la parte de la formación del Glacis del Diviso, cordillera Occidental. al menos en sus depósitos más antiguos, que cubrieron discordantemente las formaciones sedimentarias pliocénicas 3.9.2 DEPÓSITOS FLUVIO (Mayorquín, Raposo y Guapi). Mineralogicamente las lavas andesíticas se VOLCÁNICOS DEL PLIOCENO Y presentan como rocas masivas con textura PLEISTOCENO porfídica, donde se distinguen algunos cristales milimétricos de plagioclasa y una El volcanismo del Plioceno y Pleistoceno, se proporción menor de cristales de piroxenos caracterizó por la destrucción de algunos menores a 1 mm. (Hiperstena y augita). edificios volcánicos al final de su actividad, que aportaron grandes cantidades de La matriz constituye alrededor del 60% de material para formar una serie de abanicos la roca, es afanítica, de color gris oscuro, que se localizan en el piedemonte de la a veces con microcristales de la misma cordillera Occidental y transitaron por dos composición de los más gruesos. cauces que corresponden a los ríos actuales del Patía y Güiza. En segmentos amplios Los depósitos piroclásticos están presentes de los cauces, se alcanzaron a depositar en casi todos los edificios; en general materiales que hoy en día conforman tienen más de 5 m de espesor, constituidos superficies planas elevadas con avanzada por bloques decimétricos, subangulares, incisión. rodeados por una matriz de ceniza y lapilli parcialmente meteorizada, de colores
97 Geología
Los depósitos asociados al drenaje del río probablemente de edad Pleistoceno debido
Patía (N2Q1fvlp), parecen corresponder a a su mínima incisión y parece corresponder un volcanismo ligeramente más antiguo a flujos generados por una actividad que los del Güiza, en vista de que forman volcánica más reciente, tal vez asociados a un paisaje con colinas más incisadas. Lo erupciones más recientes del Azufral. anterior coincide con el estado de incisión de los edificios volcánicos localizados en En la plancha 363 Argelia, en su extremo la planicie de Túquerres – Ipiales, donde suroriental, en cercanías al municipio de los edificios más antiguos se localizan en Patía, Cauca, se presenta un depósito fluvio cuencas que drenan hacia el Patía, tales volcánico (N2Q1fvlp) de origen similar (por como las estructuras de Pajablanca, Cerro lahares), que se diferencia de los anteriores, Negro del Encino, Macas y Guaítara. por su origen en la actividad volcánica de la cordillera Central y hace parte de las En inmediaciones del Corregimiento formaciones Popayán y Galeón. Ricaurte y sobre la margen derecha del río Patía, se presenta un abanico más reciente, La secuencia fluvio volcánica fue con muy poca incisión de los cauces, reportada inicialmente por Grosse posiblemente de edad pleistocena, que (1935), denominándola “Capas Tufíticas tal vez fueron generados por la actividad de Nariño”, localizadas al oriente de inicial de los volcanes Doña Juana y Sotará. Barbacoas, y las describe como una En algunas partes, especialmente hacia el unidad compuesta por tobas andesíticas, sector central, se encuentra incisado hasta principalmente aglomeráticas, areniscas formar terrazas de edad Holocénica. tufíticas, conglomerados con guijos de vulcanitas y localmente derrames de lavas; Otro conjunto de este tipo de depósitos lo con una amplia distribución regional en el conforman varios abanicos localizados al piedemonte de la cordillera Occidental en oeste de la población de Junín que bajaron el sur del Colombia. por el cauce del río Güiza y parecen corresponder a erupciones caldéricas del Sauer (1965) definió en la zona litoral Cumbal y Azufral Antiguos y posiblemente occidental del Ecuador la Formación la Caldera de Nasate. El grado de incisión Cachaba, que se extiende hacia límites con de estos depósitos es menor, teniendo en Colombia como un conjunto clástico y que cuenta que, forman un paisaje de planicies por sus características sería correlacionable incisadas, hasta colinas de topes planos. con estos depósitos fluvio – volcánicos. Los abanicos se pueden separar por su grado de incisión, siendo el más antiguo el GEOMINAS (1982), denomina parte de esta asociado al río Güiza (N2Q1fvlg), seguido del unidad con el nombre de depósitos fluvio abanico de Junín (N2Q1fvlj) y por último el volcánicos, y los describe como un grueso del río Saundé (N2Q1fvls). La parte distal de paquete de sedimentos clásticos y material estos abanicos (N2Q1fvld) presenta menor volcánico poco consolidado, constituidos incisión debido a su menor altura sobre el por fragmentos de rocas de composición nivel de base de los ríos principales, pero se andesítica, de diferente forma y tamaño, separó por estar compuesto por materiales dentro de una matriz areno – tobácea y las más finos, en los cuales son escasos los divide en tres horizontes: bloques. Horizonte Inferior: formado por capas de El depósito fluvio volcánico localizado en aglomerados y tobas volcánicas de color el centro de esta última serie de abanicos, azul, resistentes, constituidas por cantos denominado La Guayacana (Q1fvlgy), es gruesos a muy gruesos, redondeados. Este
98 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano horizonte reposa de manera discordante 3.9.3 DEPÓSITOS VOLCÁNICOS sobre las rocas volcánicas del Grupo Diabásico, presentes generalmente en el DEL PLEISTOCENO. lecho profundo de los ríos. Muñoz et al., (2002), describe columnas estratigráficas Desde el eje de la cordillera Occidental, en las cuales estos depósitos reposan hasta pocos kilómetros de la línea de sobre la Formación Mayorquín. costa, sobre el piedemonte costero en el extremo sur del Andén Pacífico, se Horizonte Medio: constituido por encuentran importantes acumulaciones capas gruesas de conglomerados bien de depósitos originados por un intenso seleccionados, con cemento limoso episodio de volcanismo eruptivo que compuesto por cantos gruesos y medios consistió en derrames de lava y depósitos de diabasa y andesita, con intercalaciones piroclásticos, que cubren un basamento de capas de arenisca y limos blandos. cretáceo oceánico, pertenecientes a los grupos Dagua y Diabásico en la parte sur Horizonte Superior: formado por del Andén Pacífico. intercalaciones de capas de tobas y brechas volcánicas localmente aglomeráticas.
3.9.3.1 Depósitos Ignimbríticos (Q1ig) En general, los depósitos fluvio volcánicos están constituidos por capas Depósitos formados por flujos piroclásticos, gruesas, discontinuas y lenticulares de por lo general consolidados, provenientes conglomerados subhorizontales con de antiguas estructuras volcánicas, algunos niveles de aglomerados, con reportados por González et al.(2002) y inclinación máxima de 5° hacia el W en la Parra & Velásquez (2002), en las planchas superficie de los conos. 428 Túquerres y 447 Ipiales; se encuentran distribuidos en las planchas 408 Barbacoas, El espesor de estos depósitos puede 409 Las Cruces y 427 La María. alcanzar más de 200 m a lo largo del río Güiza y se encuentran cubiertos por Los depósitos ignimbríticos están bien depósitos piroclásticos tanto del Neógeno– compactados y son altamente resistentes Cuaternario como localmente por depósitos a la erosión; corresponden a flujos de la actividad más reciente (Holocénica) piroclásticos de bloques con cenizas y del volcán Azufral. pómez, a veces con escorias o con éstas en lugar de pómez. Están constituidos por Facialmente corresponden a acumulaciones fragmentos juveniles de pómez, líticos en un ambiente de deposición continental accidentales tanto de vulcanitas recientes de abanicos y llanuras aluviales en el como de basaltos del Grupo Diabásico; piedemonte de la Cordillera Occidental con cristales de cuarzo, biotita, oxihornblenda, influencia períodica de un volcanismo al feldespatos y opacos en una matiz vítrea este y ambiente litoral al oeste. que puede presentar diversos grados de devitrificación, desarrollo de “shards”, Edad. La edad de estos depósitos es texturas de flujo, esferulitos y fragmentos incierta, pero por su posición estratigráfica aplanados (fiammes) de pumita. Se y características geomorfológicas, considera por la mineralogía y naturaleza posiblemente va del Plioceno al del vidrio, que son de composición dacítica Pleistoceno. a riodacítica, tal vez con predominio de estas últimas.
99 Geología
Morfológicamente se diferencian varios No se tienen dataciones en los depósitos niveles de depósitos ignimbríticos por ignimbríticos del área, pero teniendo en formar superficies planas a lo largo de los cuenta la historia evolutiva de los del volcán valles de algunos ríos, que han producido Azufral (Fontaine, 1994) y hacia el sur de incisión intensa para producir por erosión los volcanes Cumbal y Chiles (OLADE, escarpes semiverticales, con alturas de 1982; Ramírez, 1982) se han asignado decenas de metros (Figura 21). tentativamente al Plioceno – Pleistoceno (González et al., 2002).
Figura 21. Estructura columnar en las ignimbritas del río Guabo, cerca a la desembocadura del río Verde. 3.9.3.2 Edificios volcánicos Parcialmente escenario de las glaciaciones cuaternarias, Denudados (Q av) pero esto constituye por sí mismo, una 1 característica que permite diferenciarlos En este trabajo se denominan Edificios de otras estructuras más recientes (Parra Volcánicos Parcialmente Denudados, a & Velásquez, 2002). formas volcánicas que se encuentran parcialmente destruidas, pero algunas Dentro de este conjunto se agrupan las de sus estructuras conservan formas Andesitas de los cerros: Canguil (Figura volcánicas tales como flujos de lava con sus 22), Crespo –Nasate, Granizo y Colorado escarpes y estructuras dómicas. Además, (Figura 23), localizados entre los volcanes en ellos no se ha desarrollado un perfil modernos de Chiles y Cumbal, al occidente de meteorización importante. Este último de la población de Cumbal, Nariño. criterio no es contundente debido a que todos estos edificios se encuentran sobre la divisoria de aguas, a alturas superiores a 3.500 m.s.n.m. y por esta razón han sido, el
100 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
Figura 22. Vista Panorámica del cerro Canguil.
Figura 23. Lavas occidentales del Cerro Colorado
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La estructura Crespo–Nasate, parece con edades relativamente diferentes, en corresponder a una antigua caldera que vista de que las más antiguas muestran tendría de 7 a 9 Km de diámetro y pudo una incisión importante, como lo es la haber sido responsable de la formación profundización de cauces de primer orden, de parte de los abanicos del río Güiza. La en tanto que, las más modernas conservan correlación es todavía incierta, debido a la las texturas superficiales originales en los carencia de dataciones radiométricas, pero flujos de lava, por lo tanto su génesis puede el volumen removido en la fase caldérica abarcar gran parte del Pleistoceno (Parra & sólo pudo haberse desplazado hacia el Velásquez, 2002). oeste. La etapa basal está constituida por depósitos Estas estructuras son volcanes compuestos de flujos piroclásticos con alta proporción donde se alternaron flujos de lava con flujos de material vítreo de color negro (brechas piroclásticos; estos últimos formados por y aglomerados de obsidiana). Los flujos colapso de domos si se tiene en cuenta su tienen un espesor desconocido, forman alta cantidad de líticos (cerca del 70%). parte del borde norte y oeste del edificio colapsado y reposan discordantemente Los flujos de lava están compuestos sobre basaltos del Grupo Diabásico. por andesitas de textura porfídica, con Morfológicamente los productos de esta fenocristales de plagioclasa, orto y etapa se encuentran denudados hasta el clinopiroxenos, ocasionalmente hornblenda punto de formar vertientes montañosas y opacos en matriz microporfídica, con cimas planas como en el caso de la hialocristalina, con textura fluidal definida divisoria de aguas entre los ríos Cainacán por las plagioclasas en un cemento vítreo y Chilmá. de color pardo claro, poco devitrificado. La etapa de construcción del edificio forma La edad estimada, de acuerdo a Parra la mayor parte del cono (Figura 24); se & Velásquez (2002) puede estar entre presenta como una sucesión de flujos de Pleistoceno inferior y Plioceno superior. lavas masivas, escoriáceas y en bloques, con tendencia a formar estructuras de lavas cordadas de grandes dimensiones 3.9.3.3 Lavas Andesíticas del volcán llamadas megacordadas; estas estructuras son notables en especial al finalizar la Cerro Negro de Mayasquer (Q1acnm) construcción del cono volcánico, puesto que no están sepultadas por flujos Este volcán se encuentra ubicado en la posteriores. frontera colombo-ecuatoriana, donde la mayor parte del edificio volcánico se Las lavas masivas están compuestas por encuentra en la República del Ecuador. plagioclasa en fenocristales hasta de 5 mm Consiste en un cono truncado, abierto de longitud, euhedrales a subhedrales, por colapso hacia el occidente, por lo maclados e intercrecidos, de composición menos desde la mitad superior del edificio andesina (An ), ortopiroxeno y principal. Los productos volcánicos del 40 clinopiroxeno. La matriz alcanza a constituir edifico principal y la destrucción del cono, un 70 % de la roca, está compuesta por fueron estudiados por Cortés & Calvache microcristales de plagioclasa y piroxeno con (1996), con el objeto de determinar su textura de flujo, rodeados por una cantidad amenaza volcánica. inferior al 15 % de un vidrio pardo oscuro con abundantes óxidos de hierro. Las lavas La estructura volcánica del Cerro Negro de masivas se caracterizan en el Cerro Negro Mayasquer se desarrolló en varias etapas de Mayasquer por no tener hornblenda. 102 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
Figura 24. Volcán Cerro Negro de Mayasquer, vista hacia el sur.
Los flujos de lava presentan una composición de líticos, soldamiento parcial y perfiles de variable de acuerdo con la coloración; meteorización delgados, inferiores a 3 m. las bandas rojas están constituidas por una matriz de vidrio con fragmentos de El final de la actividad explosiva está cristales, en tanto que en las bandas grises, marcado por depósitos de flujos piroclásticos la matriz es mayoritariamente vidrio. Los de espesores métricos, que indican un fenocristales constituyen menos del 40% crecimiento tardío de domos en la cavidad de la roca, predominando la plagioclasa de principal del volcán (Figura 25). composición andesina (An 40 – 50), clino y ortopiroxenos en porcentajes menores al Los últimos episodios de flujos piroclásticos 5%, hornblenda y en proporciones menores están cubiertos por las cenizas provenientes biotita y cuarzo. del volcán Soche, datadas en 9.670 años b. p. (Hall & Beate, 1991). Sin embargo, La tercera etapa del volcanismo corresponde al interior del edificio colapsado, se dató a la destrucción parcial del cono que ocurrió un depósito de flujo piroclástico que aflora en varios pulsos, que sepultaron los valles únicamente en el sector occidental en originales (inversión de la topografía), en jurisdicción de la República de Ecuador, el sector occidente y noroccidente de la con edad 14 C de 6.065 ± 130 años b.p. cumbre actual, generando por lo menos (Cortés & Calvache, 1997). tres niveles de ignimbritas que actualmente forman tres superficies aplanadas de diferente pendiente y grado de incisión.
Todos estos depósitos ignimbríticos muestran una estratificación burda, con abundante cantidad de pómez y mínima
103 Geología
Figura 25. Flujos piroclásticos tardíos del volcán Cero Negro de Mayasquer 3.9.3.4 Lavas Andesíticas del volcán de 1,2 Km de diámetro, que contrasta con Chiles (Q ach) su vecino el Cerro Negro que colapsó hacia 1 el occidente. Este volcán se localiza en la frontera colombo–ecuatoriana, al occidente de la Las lavas del Chiles son esencialmente población de Chiles en Colombia (plancha masivas, formadas a partir de flujos de 447 Ipiales) y del Municipio de Tufiño lavas con superficies megacordadas, las en Ecuador; geográficamente ocupa la más antiguas muestran una tendencias a divisoria de aguas entre el río Germagán formar flujos de lava en bloques o masivas. (Guáitara) y el río Tambo (San Juan). La viscosidad de las lavas del Chiles es Su cumbre alcanza una altura de 4.725 particularmente especial, en razón a que m.s.n.m. (Parra & Velásquez, 2002). tienen una estructura superficial de lavas cordadas de grandes dimensiones, pues El edificio volcánico del Chiles se compone sus cuerdas individuales forman montículos básicamente de flujos lávicos, que se hasta de 10 m de altura con respecto a sus generaron a partir de un cráter localizado valles (Parra & Velásquez, 2002). aproximadamente en la cumbre del volcán actual. El edificio fue afectado por un colapso abierto hacia el norte (Figura 26)
104 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
Figura 26. Volcán Chiles, vista del cráter colapsado.En primer plano, pequeña morrena. Las lavas del Chiles presentan textura ser demasiado antigua si se tiene en cuenta porfídica con cantidades variables la buena conservación de las estructuras de fenocristales entre 10 y 60%, de cordadas, que se hubieran visto afectadas plagioclasa, que conforma más de 2/3 de por varios periodos glaciales. De acuerdo la masa cristalina. Piroxenos en cristales con la morfología y edades comparativas cortos menores de 2 mm y opacos, se obtenidas para el volcán Cumbal, la base encuentran dispersos en una matriz del edificio del Chiles, por tener avanzada afanítica de color gris oscuro o a veces gris incisión y un perfil de meteorización con tonos rojizos. importante, debe ser ligeramente más antigua que las lavas viejas del Cumbal El depósito de flujos de escombros se (Ar – Ar de 194.000 años, de acuerdo con compone de bloques decimétricos a Gorman, 1997). métricos, angulares, dispersos caóticamente en una matriz suelta de arenas gruesas De acuerdo con los criterios recomendados y gravas, en su totalidad compuesto por por la UNESCO (1972), el Chiles, por la las andesitas del edificio volcánico. En la antigüedad de su ultima actividad lávica, actualidad se conserva tal vez menos del se podría considerar como un volcán 30% del depósito original; la masa restante extinto, considerando además que no tiene posiblemente fue transportada aguas actividad fumarólica actual. abajo por agentes glaciares posteriores al colapso. 3.9.3.5 Lavas Andesíticas del Cumbal La única datación radiométrica conocida del volcán Chiles hasta el presente, es la Moderno (Q1acm) reportada por Ramírez (1982), para los De las estructuras volcánicas presentes en últimos flujos andesíticos, es decir en las la plancha 447 Ipiales, la del volcán Cumbal, lavas megacordadas del sector oriental, que da la apariencia de ser, la de actividad más tienen 160.000 años b.p; esta edad parece
105 Geología reciente, por su estado fumarólico y por la rojiza que alcanza un 30 – 40% de la conservación de algunos de los rasgos en roca. los flujos de lava, en especial un delgado flujo que se desprende del cráter Cumbal De acuerdo con las dataciones disponibles hacia el noroeste (Parra & Velásquez, (Gorman, 1997) el Cumbal Moderno formó 2002). su edificio en tres etapas, la más antigua de ellas con edad Ar – Ar de 194.000 El Cumbal se localiza al occidente de la años, donde los productos principales se población del mismo nombre y junto con extendieron hacia el norte y el noreste, otras estructuras volcánicas descritas, hasta una actividad tardía de 176.000 forman una divisoria de aguas entre años b. p. con centro de emisión en el la vertiente occidental de la cordillera cráter norte o Punta Vieja (Figura 27). La Occidental y lo que se conoce como el segunda fase comenzó hace 100.000 años Altiplano Nariñense (plancha 447 Ipiales; b. p., con productos efusivos lávicos que Parra & Velásquez, 2002). se desprendieron del sector central de la cumbre donde se encuentran los cráteres Está compuesto por flujos espesos, con Cumbal, Fogones y Mundo Nuevo; los textura porfídica en la cual se destacan productos se dispersaron básicamente hacia fenocristales de plagioclasa (20 – 30%) y el sector suroeste, con una etapa que se ferromagnesianos en cantidades inferiores extendió tal vez hasta hace 25.000 años b. al 15%. La matriz le da una coloración p. La fase final, formada a partir del cráter gris oscura a gris verdosa a la roca. En Mundo Nuevo, ocurrió probablemente algunos afloramientos es posible notar entre 25.000 y 15.000 años b.p., las lavas el autobrechamiento de las lavas tanto constituyentes de esta unidad forman un en el techo como en la base de los flujos conjunto que conserva las características individuales, que pueden tener un espesor de los flujos de lava originales (formas de 1 a 1,5 m. Se caracteriza por su aspecto lobuladas, superficies cordadas), lo cual aglomerático con cantos grises oscuros, implica que las glaciaciones posteriores no centimétrico, aglutinados por una matriz afectaron sensiblemente estas lavas (Parra & Velásquez, 2002).
Figura 27. Volcán Cumbal Moderno, cráter Punta Vieja a la derecha.
106 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano 3.9.3.6 Depósitos de Cenizas de mínimos de 2 a 10 m, aun en las vertientes de los antiguos edificios volcánicos. Rumichaca (Q1dcr)
Depósitos arenosos, limo–arenosos con Los depósitos se componen de capas de intercalaciones de pumitas de caída que caída de ceniza y pómez de espesor variable pueden alcanzar un espesor de 200 m. en entre unos poco centímetros y más de dos el cañón del río Guáitara, al sur de Ipiales metros, que se intercalan con capas de (planchas 428 Túquerres y 447 Ipiales), que espesor decimétrico, formadas por arenas muestra los mejores afloramientos entre finas y limos, producto del transporte esta población y la localidad fronteriza de eólico de cenizas volcánicas, que revelan Rumichaca de donde se le asigna el nombre condiciones climáticas secas durante su (Parra & Velásquez, 2002). depositación (Figura 28). Los episodios de caída de pómez, alcanzan hasta dos La unidad se caracteriza por suavizar metros de espesor y registran un intenso la topografía, en especial en las zonas volcanismo cuaternario en la zona. de menor pendiente y tiene espesores
Figura 28. Depósito de cenizas de Rumichaca. Carretera Ipiales – Pupiales. El componente eólico es el resultado de una de cada erupción volcánica grande, el actividad volcánica muy intensa ocurrida paisaje permaneciera con características en el Cuaternario Reciente en los volcanes semidesérticas para favorecer el arrastre de la Sierra Ecuatoriana, allí se conoce a de las fracciones finas por el viento y su esta unidad con el nombre de Cangagua posterior deposición como loess. En todas (Espinosa, 1991). las capas de loess se aprecia una estructura de tubos, de un milímetro o menos de La deposición de la unidad estuvo diámetro que indica que al momento acompañada de condiciones climáticas de la caída de las partículas, existía una secas, que permitieron que después vegetación de gramíneas, que quedaba
107 Geología sepultada sucesivamente y ella misma andesíticas piroxénicas con olivino y lavas producía la bioturbación que caracteriza andesíticas con biotita y hornblenda; por las capas (Parra & Velásquez, 2002). lo general contienen dos generaciones de fenocristales en una matriz hialo – La edad de las cenizas volcánicas poligénicas microlítica. Aunque los dos tipos de lavas de Rumichaca es muy amplia en términos consideradas en el inicio de la actividad de tiempo, pues abarca desde finales del volcánica del Azufral son en términos Plioceno, por reposar discordantemente generales andesíticas, la variación en sobre las Lavas Andesíticas del Guáitara, la composición mineralógica implica un hasta el reciente, por incluir suelos cambio en la composición química con posteriores a la erupción del Soche (Hall disminución en el contenido de Ca. & Beate, 1991; en: Parra & Velásquez, 2002). Ambos tipos de andesitas, por sus características, pertenecen a las series calco-alcalinas bajas en K de márgenes 3.9.3.7 Lavas Recientes del volcán continentales activas.
Azufral (Q1la) De las lavas basales del edificio actual del volcán Azufral se tienen dos edades Lavas andesíticas masivas y en bloques, radiométricas K/Ar: una de 0,58 ± 0,03 asociadas a depósitos de lahar y flujos Ma (Fontaine, 1994) y otra de 0,4 Ma piroclásticos de igual composición (OLADE, 1982) que corresponderían al (González et al., 2002), las cuales se Pleistoceno superior temprano, edad que encuentran representadas en la plancha marca el inicio de la actividad reciente de 428 Túquerres. este volcán (Fontaine, 1991, 1994). Fontaine (1991, 1994) considera que estas lavas de composición andesítica representan la etapa inicial de la actividad 3.9.3.8 Depósitos Torrenciales (Q1tt) actual del volcán Azufral que se inicia con coladas masivas que forman la base Son depósitos consolidados a parcialmente del edificio volcánico y posteriormente consolidados, que forman superficies las erupciones producen coladas de lavas planas elevadas 10 o más metros sobre el en bloques, lavas masivas y piroclastitas nivel de los ríos, que se presentan en las de composición andesítica y que en la planchas 447 Bis Tallambi y 447 Ipiales; removilización de las coladas en bloques algunos de ellos tienen una cubierta parcial y de los flujos piroclásticos producen los de piroclastos, lo cual suaviza aún más su depósitos de lahar. La mayoría de estos topografía resaltándolos sobre el paisaje depósitos lávicos se encuentran al norte montañoso. de la caldera actual y en gran parte se hayan cubiertos por depósitos piroclásticos Están conformados por bloques heterolíticos riodacíticos que representan la actividad y mal seleccionados de rocas ígneas más reciente del volcán. volcánicas, y ocasionalmente de plutonitas granitoides con algunos bloques de cuarzo, Las rocas que constituyen los bloques son rodeados de una matriz areno–arcillosa similares en todos los depósitos: de color de color crema–amarillo o pardo por la gris medio a oscuro, moteado de blanco, acumulación de óxidos de hierro. Aunque la textura porfídica y matriz afanítica. De composición y las características de estos acuerdo a su composición mineralógica depósitos son similares a las de los depósitos se pueden separar en dos grupos: lavas aluviales, se han separado de éstos por su
108 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano mayor consistencia y coherencia, por su 3.9.3.9 Domos de Colimba (Q1dc) posición con respecto a los cauces actuales; a veces relativamente alejados de ellos, en Son geoformas circulares que resaltan algunos casos presentan incisión por las topográficamente sobre la morfología corrientes actuales y se han considerado llana del altiplano de Túquerres – Ipiales más antiguas, pertenecientes al Pleistoceno (Figura 29); pueden hacer parte de una (Parra & Velásquez, 2002). estructura volcánica mayor (caldera de Colimba o de Cumbal Antiguo), en gran El origen de estos depósitos es variable parte ya destruida. Aunque las formas más ya que en la parte alta de los cauces se sobresalientes corresponden a domos, en pudieron presentar episodios de glaciación la plancha 428 Túquerres, que es donde se por causas climáticas o volcánicas; también ha reportado, afloran lavas, depósitos de pudieron haber sido producidos por bloqueo ceniza y pómez que no se han diferenciado y de cauces ocasionados por movimientos en que se intercalan localmente con depósitos masa (Parra & Velásquez, 2002). glaciares en la altiplanicie (González et al., 2002).
Figura 29. Domos de Colimba. Vista panoráminca desde la carretera Túquerres – Ipiales
109 Geología
Los afloramientos de esta unidad son torrenciales en las zonas de piedemonte, escasos, ya que en gran parte se encuentran aluviones recientes y terrazas en las cubiertos por depósitos piroclásticos planicies aluviales y valles intramontanos, recientes, provenientes del volcán Azufral. depósitos fluvio–lacustres en la llanura fluvio–deltáica del Atrato y localmente Las rocas son masivas, no vesiculadas, en el sur, con alguna influencia volcánica. porfídicas con fenocristales hasta de 2 A continuación se hace una descripción mm de plagioclasa, feldespato potásico general para cada tipo de depósito rosado, escaso cuarzo bipiramidal y biotita en una matriz microcristalina felsítica a hipocristalina de color gris claro; en algunas 3.9.4.1 Depósitos Glaciares (Q dg) ocasiones con minerales opacos que 2 corresponden en gran parte a magnetita Las glaciaciones del Pleistoceno tardío y acumulación de óxidos e hidróxidos de cubrieron la alta montaña andina hasta hierro. unos 3.000 m de altura (Thouret, 1983), produciendo depósitos de deriva glaciar, de La composición mineralógica y rasgos los cuales se conservan algunas morrenas texturales de las rocas de Colimba difieren laterales y frontales en las vertientes fundamentalmente de las observadas en montañosas altas, localizadas entre los los domos asociados al volcán Azufral y volcanes Chiles y Cumbal (Nariño); estos en parte de los depósitos ignimbríticos, depósitos están distribuidos en las planchas por lo cual es difícil establecer una posible 428 Túquerres y 447 Ipiales (González et relación genética entre estos depósitos y las al., 2002; Parra & Velásquez, 2002). fuentes volcánicas conocidas en la región y establecer al menos una edad relativa; Estos depósitos se componen de bloques es claro que son más antiguos que los de lavas andesíticas dispuestos en forma depósitos piroclásticos más recientes del caótica, soportados por una matriz Azufral, pero otra posición con respecto areno–arcillosa de color amarillo a pardo a depósitos volcánicos de edad conocida, y su continuidad está interrumpida por no es posible establecer. Por configuración depósitos piroclásticos recientes. geomorfológica se han considerado como del Pleistoceno (González et al., 2002). De acuerdo con las alturas de las morrenas, entre 3.000 y 4.000 m, sus edades por correlación con las reportadas 3.9.4 DEPÓSITOS en la cordillera Central (Van der Hammen, 1994) deben estar entre 50.000 y 10.000 CONTINENTALES RECIENTES años b. p. En este grupo se consideran los depósitos de sedimentos clásticos de granulometría variable pertenecientes a las planicies 3.9.4.2 Domos del volcán Azufral marinas, fluviales y lacustres que conforman (Q2da) los terrenos bajos y planos, asociados a las áreas litorales y a los principales sistemas Este complejo dómico se localiza al de drenaje de la región. interior del crater actual del volcán Azufral (Túquerres– Nariño, plancha 428 En la Región Pacífica los depósitos Túquerres), está compuesto por cuatro cuaternarios tienen un carácter similar, generaciones, la más antigua forma el presentándose depósitos fluvio– borde occidental del cráter y está separado
110 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano actualmente de las otras tres por la Laguna Mineralógicamente varían de dacitas a Verde (González et al., 2002) (Figura riodacitas. Aunque no se tienen dataciones 30). radiométricas, para Fontaine (1991), los domos más antiguos serían anteriores Presentan una mineralogía similar, sólo o singéneticos con el flujo de detritos y se observan diferencias menores en el flujo piroclástico de 3.600 años a.p. la proporción relativa de los minerales puesto que éstos engloban y retrabajan presentes; están constituidos por rocas fragmentos de estos domos, pero no es porfídicas con 30 – 40% de fenocristales posible determinar si existían al momento de plagioclasa, cuarzo, biotita, hornblenda del flujo piroclástico de 4.045 años a. p. y opacos en una matriz hipocristalina puesto que no hay fragmentos en ellos. formada por vidrio y microcristales de los mismos minerales que aparecen en los fenocristales.
Figura 30. Domos del Volcán Azufral. Laguna Verde y Laguna Negra.
La segunda generación de domos se emplazó 3.9.4.3 Depósitos Piroclásticos (Q2dp) con posterioridad al flujo piroclástico de 3.600 años a. p. y antes del flujo de Se relacionan con la acumulación de detritos del Espino (Fontaine, 1991, 1994). materiales piroclásticos recientes del volcán Fue seguido por el emplazamiento de dos Azufral (Nariño); en pequeños valles u nuevas generaciones de domos (Fontaine, hondonadas sobre las rocas más antiguas 1991) de las cuales la última se relaciona que conforman el flanco occidental de la con la actividad fumarólica actual. cordillera Occidental, distribuidos en las planchas 427 La María y 428 Túquerres.
111 Geología
Según su forma de deposición, la secuencia Debido a su tamaño reducido, se conservan piroclástica está constituida por depósitos poco tiempo dentro del registro geológico sin consolidar o poco consolidados de y por lo tanto, la mayoría de ellos, son de flujos, oleadas y caídas piroclásticas, edad Holoceno. conformados por proporciones variables de pómez, líticos y cristales que de acuerdo a su origen pueden ser juveniles, accesorios 3.9.4.5 Terrazas Aluviales (Q t), o xenolitos. El tamaño de los constituyentes 2 varía ampliamente, así como su distribución Consolidadas (Q2tc) y Auríferas (Q2tau). a lo largo del depósito. Depósitos asociados a las antiguas planicies aluviales de los ríos de la región, en Presentan una edad del Holoceno, entre particular en las zonas de transición entre 2.880 y 580 años a.p (OLADE, 1982 y las áreas montañosas y el piedemonte Bechon & Monsalve, 1991). asociadas a los ríos principales como el Patía, Telembí, San Juan, Atrato, Micay, Naya y otros. Actualmente se les encuentra 3.9.4.4 Depósitos de Vertiente (Q2v) formando superficies planas antiguas a muy antiguas, como evidencia de dinámica Son depósitos originados por la inestabilidad y actividad de los ríos ancestrales; en otros de las vertientes, debido a la meteorización casos, han sido originadas por incisión o intensa combinada con condiciones entalle de los ríos y cambios de su curso. hidrometeorológicas o sísmicas en áreas de relieve que varía desde quebrado a Se componen de material detrítico, de ondulado sobre el flanco occidental de carácter polimíctico, suelto a compacto, la cordillera Occidental, los mayores de mal seleccionados, con granulometría ellos se localizan en cercanías a Santa variable y predominio de la fracción gruesa, Cecilia (Risaralda) y Dagua (Valle). Se embebida en una matriz de arena, limo y componen de bloques y guijarros dispersos arcilla. Presentan estratificación gradada, en una matriz de roca descompuesta, cruzada y lenticular con un espesor que generalmente de carácter limoso. puede alcanzar hasta 30 ó 35 m.
La mayoría de estos depósitos no son La posición de las terrazas aluviales es cartografiables a escala 1:100.000. discordante sobre las formaciones de edades Composicionalmente, reflejan la anteriores. Su edad es principalmente procedencia de los materiales de las Pleistoceno, aunque algunas con niveles áreas fuente, es decir, por lo general, se muy altos, presentan compactación de la componen de un solo tipo de roca. Las matriz y podrían corresponder al Plioceno estructuras sedimentarias están ausentes Tardío (Q tc) (Figura 31). por completo. Se les puede encontrar sobre 2 cualquier superficie y son de desarrollo reciente.
112 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
Figura 31. Terraza aluvial del río Pavasa. Comunidad La Samaria.
Parte de estos depósitos, en especial los veces platino (Q2tau), como los que se del piedemonte de la cordillera Occidental, encuentran en cercanías de Istmina y formados por ríos que drenan cuerpos Condoto (Chocó); ésta constituye una de intrusivos, son explotados para oro y a las principales actividades para la gente de la región (Figura 32).
Figura 32. Terraza aurífera. Municipio de Tadó
113 Geología
guijos, guijarros y gravas, angulosos, 3.9.4.6 Conos Aluviales (Q2ca) polimícticos, mal seleccionados, embebidos Conos de origen complejo, aluviales a en una matriz areno-conglomerática y con torrenciales; asociados a la vertiente disposición totalmente caótica. La única oriental de la cordillera Occidental, en selección de los depósitos, consiste en el cercanías a Cali y en el cañón del río predominio de las fracciones más gruesas, Dagua. en las partes proximales y las más finas en las porciones distales. Constituidos por gravas y gravas arenosas sueltas con capas delgadas de arena. Las Composicionalmente, dominan los clastos partes proximales carecen de estratificación de rocas ígneas plutónicas (granitos, interna, sin embargo, distalmente cuarzodioritas, gabros, monzonitas), presentan un decrecimiento hacia arriba algunos fragmentos de rocas volcánicas en el tamaño del grano y ocasionalmente (basaltos, diabasas y andesitas), rocas tienen gravas arenosas bien seleccionadas sedimentarias, metasedimentarias (chert, de estratificación cruzada que rellenan limolitas, calizas) y también es importante antiguos canales. la fracción de cuarzo lechoso detrítico.
Su edad se estima Holoceno a ligeramente Las estructuras sedimentarias, están anterior. ausentes por completo. Su edad probable es Holoceno, pero algunos de ellos pueden ser anteriores. 3.9.4.7 Depósitos Fluvio-Torrenciales (Q fto) 2 3.9.4.8 Depósitos Fluvio – Lacustres
Son el producto de eventos excepcionales (Q2fl) de avenidas torrenciales, los cuales se generan por causas meteorológicas o Representan los depósitos de materiales represamiento y posterior liberación de las acumulados por la acción de la dinámica aguas de ríos provenientes de la cordillera y fluvial y las depositaciones netamente las serranías adyacentes. La gran cantidad lacustres, desarrollados en las cubetas de de energía acumulada por dichos eventos, desborde adyacentes a los principales ríos: genera el arrastre de los materiales Atrato, San Juan, Patía y Mira. superficiales de las laderas de los valles intramontanos, los cuales al abandonar Los depósitos son clásticos, sueltos, los cauces estrechos y encontrar áreas compuestos por sedimentos detríticos de topografía más plana, se explayan, arcillosos y limosos bien seleccionados. formando abanicos de piedemonte. Los Mineralógicamente predominan las micas más importantes, se localizan sobre los y el cuarzo anguloso muy fino, que se piedemontes de la cordillera Occidental, sedimentaron en las áreas de desborde serranías del Darién y Baudó y en los de los ríos mayores durante las fases de sectores costeros del Valle del Atrato. crecientes.
Corresponden a depósitos no consolidados, En edad corresponden al Pleistoceno constituidos por material clástico de superior y Holoceno hasta la actualidad. granulometría gruesa, que incluye bloques,
114 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
calizas) y cuarzo en diferentes proporciones, 3.9.4.9 Depósitos Lacustres (Q2l) en una matriz de arena gruesa o gravas Son sedimentos clásticos depositados en medias a finas no cohesivas. condiciones de baja energía, corresponden a los depósitos de material acumulados en La mayor parte de estos depósitos antiguas lagunas o lagos que posteriormente aluviales son del Holoceno y su espesor fueron colmatados por material clástico y está en aumento debido a la depositación lodos ricos en materia orgánica.Uno de los actual, a lo largo de los canales de flujo y más representativos, corresponde a los zonas aledañas sometidas a inundaciones bordes de la laguna del Cumbal, Nariño. periódicas.
Los depósitos son clásticos, no consolidados, compuestos principalmente por 3.9.5 DEPÓSITOS MARINOS Y sedimentos detríticos arcillosos y limosos bien seleccionados. Mineralógicamente TRANSICIONALES predominan las micas y el cuarzo anguloso muy fino. Estos depósitos tienen un carácter mixto y se presentan en la interfase océano- En edad corresponden al Pleistoceno continente; están compuestos por superior y Holoceno hasta la actualidad. sedimentos clásticos, de granulometría variable, similar a la que presentan los depósitos en las zonas planas con aluviones 3.9.4.10 Depósitos aluviales (Q al) recientes y depósitos fluvio-lacustres en 2 llanuras fluvio-deltáicas. Los depósitos de los canales actuales Los materiales son producto del aporte representan el aporte detrítico proveniente de la descarga de los ríos al mar y la tanto de la erosión de los suelos, como del redistribución de material transportado por material desprendido en las laderas de los las corrientes marinas y las mareas hacia valles estrechos y en V que caracterizan la franja costera. las vertientes de los ríos en la cordillera Occidental. Siendo el más extenso y en formación actual el asociado al río Atrato. 3.9.5.1 Depósitos de Playa (Qp) Carecen de litificación y son de carácter detrítico, polimícticos, no consolidados, Estos depósitos se encuentran distribuidos mal seleccionados y con clastos de formas a lo largo de toda la costa Pacífica, con redondeadas a aplanadas. Su granulometría mayor amplitud en el tramo comprendido es variable, predominando gravas-arenas entre Cabo Corrientes y la frontera con el en los diques y arcillas-limos en los Ecuador. También se les encuentra en la bajos. Son comunes las estratificaciones región costera del Caribe, alrededor del lenticulares, gradada y cruzada. Golfo de Urabá.
Composicionalmente, dominan los Las playas del Pacífico están compuestas clastos de rocas constitutivas de las por arenas oscuras, dada la predominancia cordilleras y serranías, tales como ígneas de rocas ígneas y volcánicas básicas, que plutónicas (granitos, cuarzodioritas, hace predominar los materiales clásticos gabros, monzonitas), volcánicas (basaltos, derivados de éstas rocas; en contraste con diabasas y andesitas), sedimentarias las playas del Caribe que son más blancas, y metasedimentarias (chert, limolitas,
115 Geología debido a la predominancia de arenas 3.9.5.3 Islas Barrera (Q2ib) cuarzosas y material bioclástico. Cuerpos elongados en sentido del límite Están constituidos por sedimentos océano–continente, limitado por bocanas no consolidados y medianamente o estuarios y ubicado entre la playa y seleccionados, de granulometría la laguna interior o estero; de especial variable: gravilla, arena y limo, pero con desarrollo al sur de Cabo Corrientes, se predominio de la fracción fina angulosa. encuentran separadas de tierra firme por Mineralógicamente están compuestos en una llanura o pantano de manglar. Varían su mayoría de líticos, cuarzo y mica, con en amplitud entre 10 y 400 m y su longitud contenido variable de material bioclástico. es similar a la de la playa que la precede. Se caracterizan por estar desprovistos de vegetación. El material que las compone es esencialmente arenoso, sin ningún tipo de Todos los depósitos de playa son recientes cohesión, con alto contenido de materia y subrecientes (Holoceno superior). Los orgánica y su espesor puede alcanzar más más antiguos presentan coberturas de de 30 m, como respuesta a las variaciones vegetación arbórea y arbustiva, producto del nivel del mar provocadas por las mareas. de la colonización natural de las especies Como principales rasgos geomorfológicos, y/o plantaciones de palmas de coco presentan cordones litorales de escasa sembradas por el hombre. altura y longitud variable.
Su formación se ha desarrollado a lo largo del Holoceno. 3.9.5.2 Intermareales (Q2m)
Los depósitos intermareales se encuentran distribuidos a lo largo de toda la Costa 3.9.5.4 Deltas de Marea (Q2dm) Pacífica, y en menor magnitud, sobre la región costera del Caribe bordeando al Son depósitos clásticos, desarrollados en Golfo de Urabá. Ocupan grandes franjas la desembocadura de los principales ríos adyacentes y próximas a la línea de costa en el mar tales como los deltas de los ríos que en algunos casos alcanzan amplitudes Patía y Mira. mayores a 40 kilómetros. Representan la interfase entre el ambiente Están constituidos por sedimentos fluvial y el ambiente marino, por reducción detríticos finos, no consolidados, de arena, en la velocidad de las corrientes, con la limo y arcilla, con alto contenido de materia consiguiente formación de un abanico orgánica. Mineralógicamente predominan subacuático de sedimentos, que deposita el cuarzo y la mica, además de líticos. la fracción gruesa en la porción proximal y Presentan un alto contenido de material los materiales cada vez más finos hacia las bioclástico tanto animal como vegetal. Se porciones media y distal. caracterizan por estar incisados por gran cantidad de esteros y por estar cubiertos Se caracterizan por su bajo grado de de mangle. consolidación y por estar constituidos de sedimentos clásticos y detríticos de Todos los depósitos intermareales son de granulometría variable; compuestos por edad reciente y subreciente (Holoceno gravas, arenas, limos y arcillas, mezcladas superior). con materia orgánica y material bioclástico de diferente tamaño. Es muy común
116 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano encontrar diferentes tipos de estratificación se encuentran espaciadas por artesas de 5 desde planar, hasta lenticular y estructuras a 50 m de ancho. Indican líneas de costa sedimentarias de diferente tipo y tamaño. antiguas.
La mayor parte de estos depósitos, Su edad es muy reciente y algunos de ellos pertenecen al Holoceno medio hasta los están en formación. que se están formando en la actualidad.
3.9.5.6 Llanuras Intermareales (Q2mim) 3.9.5.5 Cordones Litorales (Q2cl) Llanuras asociadas a los deltas de marea; Conjunto de crestas dispuestas bordean las llanuras de manglar que dan paralelamente a la línea de costa actual; la cara al mar dentro de las bocanas. los de mejor desarrollo se encuentran en La más extensa de éstas se asocia a la Punta Caribana (Antioquia) y en cercanías desembocadura del río Patía (Figura 33). de Pizarro (Chocó). Están compuestas por sedimentos lodosos sueltos con abundante materia orgánica. Están compuestos por arena o gravas Son de edad muy reciente, Holoceno y sueltas y pueden hacer parte de las Islas algunas de ellas están en formación. Barrera. Presentan alturas de 0,5 a 1 m y
Figura 33. Depósito Intermareal. Municipio de Nuquí, Ensenada de Tribugá, plancha 163 Tribugá.
117 Geología
118 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
4. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
La Cuenca Pacífica o Andén Pacífico grandes dimensiones, desarrollados en constituye uno de los rasgos geológicos forma dominante sobre secuencias de más destacados del occidente colombiano, rocas sedimentarias de edad Cenozoica, presenta una configuración asimétrica depositadas en ambientes marinos y y basculada hacia el oriente, con una afectadas por la Orogenia Andina. convexidad hacia el continente (Pérez, 1980). La zona occidental colombiana está compuesta por la cuenca de Urabá, Debido a la proximidad del Andén Pacífico cuenca del Atrato, serranía del Baudó, a la zona de subducción entre la Placa cuenca del San Juan, cordillera Occidental de Nazca y la Placa Suramericana, los Norte, cordillera Occidental Sur, cuenca efectos tectónicos que han producido las de Tumaco y cuenca del Cauca, que son grandes deformaciones, se manifiestan bloques estructurales con características por el desarrollo de importantes sistemas litológicas, estratigráficas y tectónicas de plegamientos y fallamientos que particulares que las hacen diferentes, pero siguen trenes estructurales regionales, con límites tectonoestratigráficos entre sí, conformando las diferentes cuencas y que no necesariamente coinciden con sedimentarias asociadas a los valles de los terrenos planteados por diferentes autores ríos Atrato, San Juan, Baudó, Patía y Mira. para explicar la evolución geológica de esta región (Figura 4). Para destacar desde el punto de vista estructural, en la región Pacífica se La cuenca de Urabá, se encuentra limitada encuentran sistemas regionales de fallas al suroccidente por el Arco de Dabeiba y en varias direcciones, cuya expresión al nororiente por el Sistema de Fallas de morfológica superficial es muy evidente. Uramita; en el Golfo de Urabá el límite Además, existen otros sistemas de fracturas batimétrico es la curva de 200 m de de menor magnitud o de expresión más profundidad (Suárez, 1990). Las estructuras local, producto de los esfuerzos e intensa presentes en esta cuenca son producto deformación sufrida por la secuencia de esfuerzos compresivos laterales, de litoestratigráfica pre-Pleistoceno. acuerdo con los movimientos relativos de placas como la del Caribe. Consiste en Los rasgos más destacados se relacionan una cuenca de trasarco (backarc basin) con la presencia de pliegues de tipo asociada al Arco de Dabeiba; se encuentra estructuras anticlinales y sinclinales de poco afectada tectónicamente teniéndose
119 Geología principalmente fallamiento inverso en la La Cordillera Occidental Sur comprende base de la sección sedimentaria (Suárez, el Bloque sur (Duque–Caro, 1989), desde 1990). la falla Garrapatas hasta la frontera con el Ecuador. Representa un arco de islas La cuenca del Atrato, se encuentra limitada inmaduro generado en el proceso de al sur por la Falla del río Pepé, al norte por subducción (Barrero, 1979). Sin embargo la frontera con Panamá, el límite oriental en un estudio reciente (Nivia, 1989) y occidental son los Arcos de Dabeiba y propone que este terreno representa Baudó, respectivamente. Es una cuenca corteza oceánica engrosada similar a la de interarcos desarrollada entre los arcos que se presenta en la región de Islandia o de Dabeiba y Baudó. Presenta poca que podría representar espesas secuencias deformación tectónica, teniéndose sólo de basaltos de mesetas oceánicas como algunas fallas inversas en la parte inferior las que están actualmente en el Pacífico de la sección producidas por reactivación Central. de fallas inversas ancestrales (Suárez, 1990) La Cuenca de Tumaco se encuentra limitada al oriente por la cordillera Occidental y al La serranía del Baudó, esta limitada al occidente por la curva batimétrica de 200 m oriente por la cuenca del Atrato a través de profundidad. Su límite sur es la frontera de la Falla de Los Saltos y al occidente con Ecuador y el límite norte el Sistema por el océano Pacífico. Presenta un fuerte de Fallas de Garrapatas. Es una cuenca fracturamiento de dirección N-S. Las de antearco (Suárez, 1990) asociada al estructuras en esta zona son desconocidas sistema de subducción Cenozoico, con y poco estudiadas. un espesor máximo cercano a los 32.000 pies, dominada por sedimentos de aguas La cuenca del San Juan está limitada por la profundas. Está ubicada entre la cordillera Falla del río Pepé al norte, la Falla Garrapatas Occidental y el arco externo acrecionario; al sur y las estribaciones occidentales de el depósito fue limitado por dicho arco y la cordillera Occidental. Comprende la se produjo en una depresión paralela de denominada Zona deformada de Istmina costa ancestral. (Duque – Caro, 1990a), la cual corresponde a una zona con un intenso fallamiento, La cuenca del Cauca, es de frente de arco, diaclasamiento y altas inclinaciones originada durante la colisión de la Placa de estructurales (Suárez, 1990). Nazca con la Placa Suramericana durante el Cretácico, por lo tanto su estilo estructural La cordillera Occidental Norte comprende es complejo. Esta zona presenta un intenso el bloque norte que Duque–Caro (1989) tectonismo: se presentan numerosas fallas y denomina Arco de Dabeiba, con límites plegamientos de orientación NE que afectan la falla Uramita al oriente, la cuenca del hasta los sedimentos plio-pleistocenos; Atrato al occidente y el Sistema de Fallas su límite oriental está constituido por el de Garrapatas al sur. El Arco de Dabeiba Sistema de Fallas Romeral y el occidental corresponde a la región arqueada que limita por el Sistema de Falla Cauca– Patía. orientalmente al Bloque Chocó (Duque– 4.1 UBICACIÓN GEOTECTÓNICA Caro, 1990a). Incluye las serranías de San Blas – Darién, el Arco de Sautatá y los Desde el punto de vista geotectónico el flancos más occidentales de la Cordillera sector occidental colombiano es una zona Occidental. crítica, ya que en esta área coinciden, al menos tres placas tectónicas: la placa de Nazca, la placa Caribe y la placa
120 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
Suramericana (continente Suramericano); arcos de isla hay que revisarlos, teniendo esto hace que la geología de este sector sea en cuenta las evidencias geoquímicas compleja y que para su evolución se hayan presentadas por ellos; y proponen un propuesto diferentes modelos (Figura 3): modelo similar al planteado por Nivia (1997). SCHUCHERT (1935) y NYGREN (1950): proponen un modelo basado en la teoría de geosinclinales (geosinclinal de Bolívar), agrupando parte del norte de la República 4.2 PLEGAMIENTO del Ecuador y la cuenca de Chucunaque en la República de Panamá. Las rocas sedimentarias terciarias se encuentran deformadas de diferente GALVIS (1980): para esta porción del manera, encontrándose, desde rocas territorio considera un arco de isla, donde no plegadas y en posición, pasando por la zona de subducción esta en el océano secuencias de rocas levemente plegadas, Pacífico y la serranía de Baudó, constituiría hasta rocas plegadas y hasta en posición, el arco de isla externo, la Cuenca del Atrato como ocurre en la zona comprendida entre - San Juan, la cuenca intermedia y la el costado sur del delta del San Juan hasta franja magmática Santa Cecilia – La Equis la de Bahía Málaga. – Batolito de Mandé, un arco interno. En la cuenca de Urabá dentro de los DUQUE-CARO (1989 & 1990a): considera grandes bloques se desarrollan amplios que esta fracción de Colombia es parte de sinclinales de dirección N-S, aparentemente un terreno exótico sin afinidad litogenética simétricos, delimitados en sus flancos con Sudamérica, acrecido al continente por fallas longitudinales, principalmente (Cordillera Occidental) durante el Mioceno cabalgamientos y se encuentran afectando medio y proveniente posiblemente de básicamente a la Formación Floresanto de latitudes tan lejanas como Guatemala y edad Mioceno inferior a Mioceno medio. Los México. anticlinales son casi excepciones dentro del sistema de pliegues, no solamente NIVIA (1997): considera que los basaltos por su escaso número, sino por su corta y las rocas ultramáficas que afloran al extensión. occidente de la falla Cauca - Almagüer, se formaron en un “Plateau” durante el En la cuenca del Atrato, el estilo estructural Cretáceo Superior y luego fueron acrecidas dominante, en las rocas plegadas, a la margen occidental de los Andes corresponde a estructuras de tipo sinclinal septentrionales constituyendo la “Provincia y en “echelon” producto de tectónica Litosférica Oceánica Cretácica Occidental” de compresión con una componente en (PLOCO) y debido al movimiento relativo sentido lateral. Los sinclinales son en su hacia el occidente de la placa Farallones mayoría simétricos y suaves y algunos con respecto a la placa Sudamericana. El asimétricos más pronunciados. Hacia la “plateau” arribó a la zona de subducción margen occidental ocurren los pliegues probablemente a finales del Paleoceno, en “echelon” a lo largo del contacto con bloqueándola y produciendo una nueva la litología volcánica del Arco de Baudó zona de subducción al occidente del (Duque–Caro 1990a). La dirección de los “plateau” acrecido. ejes de estos pliegues inferidas de las imágenes de radar, varía entre N4°E y KERR et al., (1997): indican que los modelos N35°E, con buzamientos en ambos flancos que consideran estas provincias como entre 5° y 30° ; se encuentran afectando
121 Geología básicamente a la Formación Floresanto de la costa Pacífica (Strata Search, 1986) y edad Mioceno inferior a Mioceno medio. por la zona sur, que es relativamente plana Esta serie de pliegues es interrumpida en y poco tectonizado. Los pliegues y fallas la zona de Istmina (Figura 34). menores son muy abundantes en este sector, y presentan diferentes direcciones; La cuenca del San Juan se caracteriza es muy común la tendencia curvada y por tener pliegues cortos, apretados y arqueada de los pliegues y fallas hacia el fallados, con fuertes buzamientos y una norte del área. dirección en promedio de N60°E la cual parece tener continuación hacia el mar en
Figura 34. Pliegues en el lado occidental de la Cuenca del Atrato
La cuenca de Tumaco, costa adentro, y diapirismo de lodo (Suárez, 1990). presenta poca perturbación tectónica En general los pliegues presentan altos teniéndose sólo algunos pliegues suaves buzamientos. asociados a diapirismo de lodo y fallamiento poco intenso. Costa afuera, la cuenca En la cuenca del Cauca, los pliegues se encuentra altamente tectonizada con son estructuras abiertas, ligeramente plegamientos estrechos, fallas normales asimétricos en la parte oriental de la
122 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano cuenca, pero hacia el occidente estos son 4.2.4 Anticlinal del Baudó más apretados y con mayor inclinación de sus flancos occidentales. El Anticlinal del Baudó, con dirección N10°E, está localizado entre los afluentes del río Baudó, las quebradas Chirimogue 4.2.1 Anticlinal de Opogodó y Beringuera en la plancha 163 Tribugá; pliega la Formación Uva, con buzamiento Se encuentra en la esquina sureste de la entre 16° y 24° SE en el flanco oriental y plancha 112 Serranía de los Alpes y en 7°–9° SW en el flanco occidental (Zapata, la esquina suroeste de la plancha 113 2002). Murindó. Es un anticlinal simétrico cuyo eje axial tiene un rumbo N8°E y un cabeceo en la misma dirección; una expresión en 4.2.5 Anticlinal El Salado superficie de 21 Km de longitud y 6 Km de ancho. El buzamiento en ambos flancos es El Anticlinal El Salado se localiza en las de 40° . cabeceras del río Beté en la plancha 164 Quibdó; en la imagen de radar tiene expresión a lo largo de unos 12 Km con 4.2.2 Anticlinal de Las dirección N–S, el flanco oeste tiene buzamiento de 8–19° al W y el flanco este Cruces de 10–18° E (Zapata, 2002).
Toma su nombre de la Vereda las Cruces sobre el río Napipí al norte de la plancha 4.2.6 Anticlinal Calahora 127 Cupica. Es un anticlinal asimétrico cuyo eje axial tiene un rumbo N–S a N10°E; su El Anticlinal Calahora fue definido por expresión en superficie es de más de 25 Km Bouman (1965) en el río Munguidó, de largo y 5 Km de ancho. El buzamiento plancha 164 Quibdó; es una estructura con en ambos flancos es de 10° inferida del dirección N–S a N5°W adyacente al Sinclinal trabajo de campo. Este anticlinal tiene de Ogodó, con el cual guarda proporciones una expresión de domo asimétrico en la similares de amplitud. En superficie afloran imagen de radar. únicamente rocas de la Formación Sierra. El buzamiento en los flancos es inferior a 10° (Zapata, 2002). 4.2.3 Anticlinal de Buchadó 4.2.7 Anticlinal de Bellaluz Toma el nombre de la localidad del mismo nombre en la plancha 144 río Tagachí. El Anticlinal fue definido en los afloramientos Aflora al norte de la plancha 144 río Tagachí a lo largo del río Suruco en la plancha 164 y se extiende a la plancha 128 Murrí. Es un Quibdó. Es una estructura estrecha y de anticlinal asimétrico cuyo eje axial tiene corta longitud, de aproximadamente 1 rumbo N–S a N10°W; una expresión en Km de ancho y es paralelo al Sinclinal de superficie de 25 Km de longitud y 5 Km de Bellaluz, con buzamiento de sus flancos ancho. El buzamiento en ambos flancos, es menor a 10° (Zapata, 2002). de 10°. Este anticlinal tiene una expresión de domo asimétrico en la imagen de radar.
123 Geología 4.2.8 Anticlinal Quebrada largo, orientado en dirección N20°E, con terminación periclinal y con buzamientos Aguacaliente en ambos flancos entre 20–30°. En el núcleo aflora la Formación Napipí y en los El Anticlinal Quebrada Aguacaliente afecta flancos la Formación Sierra. la Formación Uva; está localizado en la plancha 183 Coquí, y tiene rumbo N-NE con una amplitud de 4–7 Km; el flanco este 4.2.12 Anticlinal de Las buza 65° SE y el oeste N25–45° NW, y con Mojarras la interpretación de la imagen de radar se pudo prolongar a lo largo aproximadamente Toma el nombre de la Cuchilla Las de 15 Km hasta la quebrada Agua Caliente Mojarras, al este del municipio de Istmina (Zapata, 2002). en la plancha 203 Istmina.Es un anticlinal asimétrico con buzamiento promedio de 60° en el flanco occidental y de 30° en el flanco oriental. Presenta una dirección del 4.2.9 Anticlinal de Ibordó eje axial de N38°E, tiene una inmersión de 4° N38°E, un buzamiento de 82°NW El Anticlinal de Ibordó se observa como un del plano axial y un ángulo de interflancos anticlinal apretado con rumbo N45°E, en de 90° y correspondería a un anticlinal la esquina SE de la plancha 184 Lloró, que subvertical y abierto (Fleuty, 1964). afecta a la Formación Sierra; comienza en la plancha 203 Istmina y continúa en la plancha 185 Bagadó. El flanco norte tiene 4.2.13 Anticlinal de buzamiento de 26–45°NW, y en el flanco sur, en la plancha 203 Istmina, buzamientos Beriguadó hasta de 60°SE (Zapata, 2002). Toma el nombre de la quebrada Beriguado afluente del río Pepé en la plancha 203 Istmina. Es un anticlinal asimétrico con 4.2.10 Anticlinal Urudó buzamientos promedios de 60° en el flanco occidental y de 30° en el flanco oriental. La parte norte del Anticlinal de Urudó se Presenta una dirección del eje axial de observa en la vía Las Ánimas - Nuquí. N30°E a N45°E, tiene un buzamiento de Se trata de una estructura de más o 80°NW del plano axial y un ángulo de menos 5 Km de ancho y 20 Km de largo, interflancos de 86° correspondiendo a localizada en el suroeste de la plancha 184 un anticlinal subvertical y abierto (Fleuty, Lloró, entre los ríos Urudó y Tuaró, con 1964). terminación periclinal al norte; en el núcleo aflora la Formación Napipí y en los flancos la Formación Sierra. El eje axial tiene una dirección N15° E y el buzamiento en ambos 4.2.14 Anticlinal de Mísara flancos es de 20–27°. Esta estructura toma el nombre del río Mísara, afluente de río Baudó al este del 4.2.11 Anticlinal Berreberre municipio del Bajo Baudó en la plancha 221 Manglares. Es un anticlinal asimétrico con Es una estructura localizada en la parte buzamiento promedio de 60° en el flanco centro-sur de la plancha 184 Lloró, oriental y de 30° en el flanco occidental. paralelo al río Berreberre, de 15 Km de Presenta una dirección del eje axial de
124 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano N40°E y tiene una inmersión de 5° N38°E, 4.2.18 Sinclinal del Atrato un buzamiento de 82°NW del plano axial y un ángulo de interflancos de 95°. Sus Es una estructura asimétrica y ancha, de características corresponden a las de un buzamientos suaves que se manifiesta en anticlinal subvertical y abierto (Fleuty, las planchas 184 Lloró y 164 Quibdó con 1964). el eje paralelo al río Atrato. El núcleo está cubierto por depósitos cuaternarios y en los flancos afloran las formaciones Quibdó 4.2.15 Sinclinal de Tulipa y Sierra; el flanco oriental es más amplio (Zapata, 2002). Toma su nombre de la Vereda Tulipa en la plancha 79 Turbo. Su eje tiene dirección N–S y sus flancos tienen buzamientos 4.2.19 Sinclinal de Ogodó entre 50° y 70°. Esta estructura tiene una longitud de más de 30 Km en las planchas Bouman (1965), definió el Sinclinal de 79 Turbo y 69 Necoclí. Es un sinclinal Ogodó en la Formación Sierra entre los asimétrico con sus flancos afectados por ríos Tinguí y Munguidó a lo largo de unos fallas de cabalgamiento. 12 Km en la plancha 164 Quibdó; tiene buzamientos suaves y simétricos, entre 8–15° NE en el flanco oeste y 3–10° NW 4.2.16 Sinclinal de en el este (Zapata, 2002). Chigorodó
Estructura localizada en la plancha 184 4.2.20 Sinclinal de Bellaluz Quibdó, entre los anticlinales de Urudó y Berreberre con la Formación Sierra en El Sinclinal fue definido en los afloramientos el núcleo y en los flancos la Formación a lo largo del río Suruco en la plancha 164 Napipí; las capas están inclinadas de 10° a Quibdó. Es una estructura estrecha y de 20° al SE o NW y presenta cierre periclinal corta longitud, de aproximadamente 1 al sur. Km de ancho y es paralelo al Anticlinal de Bellaluz, con buzamiento de sus flancos menor a 10° (Zapata, 2002). 4.2.17 Sinclinal de Buchadó
Al igual que el anticlinal de Buchadó toma 4.2.21 Sinclinal Pavarandó el nombre de esta localidad. Se localiza al norte de la plancha 144 río Tagachí, al Estructura ubicada en la plancha 184 sur de la plancha 128 Murrí y al occidente Lloró, entre el río Baudó y el Anticlinal de del anticlinal de Buchadó. Es un sinclinal Urudó, en la parte más alta del relieve, en asimétrico cuyo eje axial tiene rumbo N–S cuyo núcleo aflora la Formación Sierra y a N10°W; una expresión en superficie de sobre los flancos la Formación Napipí. Los 25 Km de longitud y 5 Km de ancho. El buzamientos son suaves, de 2–10° NE y buzamiento inferido en ambos flancos es de 5–22° NW y presenta cierre periclinal de 10°. al sur.
125 Geología 4.2.22 Sinclinal de Río Baudó subducción de las placas tectónicas del occidente Colombiano. Toma el nombre del río Baudó al occidente de la plancha 203 Istmina. Es un sinclinal En la cuenca de Urabá se presenta un sistema asimétrico, con buzamiento promedio de conjugado de fallamiento entre fallas de 30° en el flanco oriental y de 11° en el flanco rumbo y de cabalgamiento, en el que las de occidental. Presenta una dirección del eje rumbo tienen dirección aproximadamente axial de N50°E. Tiene una inmersión de 3° E–W y una variación entre lateral-derecho S52°W y un buzamiento del plano axial y lateral-izquierdo y las de cabalgamiento de 84° NW, correspondiendo a un pliegue una dirección aproximada de N-S con subvertical y cerrado (Fleuty, 1964). sentido de buzamiento que cambia al oriente y al occidente.
En la cuenca del Atrato se refleja un intenso 4.2.23 Sinclinal Capiró callamiento, que afecta esencialmente las rocas de la Formación Barroso y las rocas Esta estructura toma el nombre de la de la Formación Clavo en menor grado quebrada Capiró, afluente del río Baudó, (Suárez, 1990). Se tiene principalmente al este del municipio del Bajo Baudó en la fallas inversas de ángulo medio a alto con plancha 221 Manglares. Este sinclinal en grandes desplazamientos en la Formación planta presenta una forma semejante a Barroso y menor en la Formacion Clavo, un cofre y en sección vertical tiene forma reflejando un intenso régimen compresivo compuesta (hexagonal). En general es un durante el Cretáceo tardío. El fallamiento sinclinal asimétrico con buzamiento de 44° presente en la Formación Clavo indica la en el flanco oriental y de 65° en el flanco reactivación de algunas de estas fallas, occidental. Su eje tiene una dirección de debido a pulsos finales más débiles de N40°E, una inmersión de 10° N40°E y un dicho régimen compresivo. plano axial vertical, correspondiendo a un sinclinal vertical y abierto (Fleuty, 1964). En la serranía del Baudó las fallas son producto de esfuerzos compresivos no completamente perpendiculares al tren 4.3 FALLAMIENTO de las principales estructuras formadas, generando componentes de tipo sinestral y Asociado estrechamente al fenómeno del dextral en movimientos de rumbo. La falla plegamiento, se presentan varios sistemas de mayor importancia es la Falla Utría o de fallas que incluyen cabalgamientos, Bahía Solano; aunque existen otras fallas fallas transcurrentes, fallas inversas, fallas de menor importancia, pero de considerable normales y lineamientos fotogeológicos de longitud. diferente dirección y tamaño. En la cuenca del San Juan se presenta Sobre las imagénes de radar se han una interrupción en el patrón regional de interpretado lineamientos y fracturas, la Provincia de la costa Pacífica. Ocurren algunas de ellas evidentes, pero en fallas con un tren regional entre N45°E y todo caso existen áreas, donde la N60°E que afectan principalmente a las densidad de fracturas es importante y formaciones Istmina, Conglomerados de están directamente relacionadas con los La Mojarra y Condoto; además hacia el sur procesos de deformación de las fases de se unen a la Falla San Juan, por está razón compresión, debidas a los procesos de todas las fallas de la Zona Deformada de Istmina se agrupan dentro del Sistema
126 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano de Fallas San Juan. Hacen parte de este La Cuenca de Tumaco presenta dos sistema la Falla San Juan, la Falla Las depocentros, debido a la presencia de un Mojarras, la Falla de Docampadó, la Falla paleoalto de basamento, el cual separa Dipurdú de los Indios y otras fallas de dos zonas que presentan diferentes poca extensión. La zona deformada está estilos estructurales. Costa adentro se confinada a una franja relativamente tiene fallamiento inverso poco intenso y angosta.Hay numerosos cambios faciales poca deformación. Costa afuera el estilo (Texas, 1990) y evidencias de tectonismo estructural es de fallas extensionales de sindeposicional. Otros elementos comunes ángulo alto y convergencia al occidente. en este tipo de tectónica (Lowell, 1985) (Suárez, 1990). son los grandes y abundantes saltos de unidades sedimentarias, lo cual hace difícil La cuenca del Cauca, se encuentra afectada la correlación de reflectores. Con base en por la presencia de fallas inversas, de ángulo lo anterior es posible que la cuenca del alto con dirección NE y desplazamientos San Juan, esté asociada a movimientos importantes como la Falla del Cauca y las de rumbo cuyos rasgos dominantes son fallas de dirección NW de ángulos altos, compresionales. cuyas características no son muy evidentes en campo. Se piensa que son fallas que se La cordillera Occidental Norte comprende originaron en el Mioceno y cuya actividad el Arco de Dabeiba, en el que el principal ha continuado hasta el Cuaternario (Orrego elemento estructural, son las fallas & París, 1996). con características de melange, que se reconoce sobre la zona de la Falla Uramita A continuación se describen de oriente a principalmente, y consiste en estratos occidente y de norte a sur, las fallas más rotos y perturbados, con inclusiones de importantes del Andén Pacífico y se indica bloques exóticos de edad Cretáceo superior sus características principales. a Paleoceno, en bloques de diferentes tamaños dentro de una matriz pelítica cizallada de edad Mioceno medio (Duque- 4.3.1 Falla Uramita Caro, 1990b). La Falla Uramita, corresponde a la zona En la cordillera Occidental Sur se reconocen de sutura entre el norte suramericano y tres direcciones principales en los sistemas Centroamérica (Bloque del Chocó) que de falla: N20–30°E, N60–70°E y N–NW, en pone en contacto el Bloque del Chocó al el que el sistema de fallas con sentido N20– occidente con la cordillera Occidental al 30°E es el más antiguo de todos (Nivia et este. Este rasgo, se encuentra próximo a al., 1997; Nivia, 1998); está constituido por la zona donde esta localizada la zona de numerosas fallas que cortan las unidades convergencia entre la Placa del Caribe y la litológicas y ocasionalmente las ponen en Placa de Cocos. contacto. Las fallas con sentido N60–70°E, se caracterizan por amplias zonas de Se extiende desde el sur en las planchas 79 deformación con desarrollo de milonitas Turbo y 69 Necoclí, entre los departamentos que sugieren un fallamiento en un nivel de Antioquia y Chocó, cerca al Municipio cortical profundo. Este sistema no tiene de Ciudad Bolívar (Antioquia), hasta el una relación temporal clara con el sistema norte; se prolonga hacia el mar Caribe con de fallas de dirección N20–30°E y por lo dirección N20°–30°W donde gira al salir de general está acompañado de fallas locales la zona de Urabá con dirección aproximada de rumbo con un desplazamiento dextral N 60° W (INGEOMINAS, 1988; Duque – de unos pocos metros. Caro, 1990 a).
127 Geología
Duque–Caro (1990b) denomina al límite norte de Mutatá, un afloramiento a lo largo oriental del Arco de Dabeiba como Falla del río muestra un plano con una dirección Uramita, describiendo en los alrededores del de N25°W y buzamiento al oeste, donde es municipio de Uramita sobre la vía Medellín claro el fallamiento inverso. Localmente, – Turbo una zona con características de en los escarpes de deslizamientos de tierra melange del lado del Arco de Dabeiba y en aflora harina de falla y milonita de color contacto fallado, a través de una amplia gris azulosa. Depósitos cuaternarios de zona de falla, con las turbiditas del Grupo flujos de escombros yacen a lo largo del Cañasgordas de la cordillera Occidental y piedemonte y en los ríos Carepa, Juradó, anota que estas mismas características se Guapá y Chigorodocito. observan sobre las vías Medellín– Quibdó y Pereira–Istmina. Al este de Currulao en el piedemonte, a pocos kilómetros al oriente de la falla, Page (1986), la denomina Zona de Falla se presentan cuatro terrazas del río que de Murrí–Mutatá y la extiende desde el río alcanzan los 12 m por encima del río. Penderisco hasta el mar Caribe, con una En cambio, en la población, el río ha longitud de 300 Km; la clasifica como una excavado su canal de 8 m de altura en un falla inversa de alto ángulo que limita en abanico aluvial sencillo. Las terrazas y las su parte norte con la cordillera Occidental. magnitudes diferentes de incisión sugieren Al sur de Mutatá la zona tiene una levantamientos diferenciales en esta área dirección N10°W y entre Mutatá y Turbo a lo largo de la falla en los abanicos y es de N25°W. Cerca de Mutatá la falla es terrazas. visible en forma notable en las imágenes de satélite y radar. 4.3.2 Falla Mata De Plátano Cerca al río Murrí, la falla forma escarpes de unos 20 m de altura en aluviones Es una falla de cabalgamiento de dirección del Cuaternario tardío. Las relaciones N10°E a N–S, con buzamiento de 80° al topográficas indican un levantamiento en occidente y se extiende en las planchas 69 el este, a través de la zona. Localmente, Necoclí y 79 Turbo. Esta falla cabalga la angostas fosas tectónicas se presentan unidad Pavo inferior sobre la unidad Pavo entre la traza de la falla, de las cuales superior, en la plancha 79 Turbo es afectada fluyen corrientes de agua, que son por una estructura de dirección N70°W, desviadas lateralmente a la derecha donde que aparentemente desplaza el bloque sur atraviesan la zona de falla. En esta área en la misma dirección (N70°W). la superficie de erosión de la cordillera Occidental está desplazada unos 1500 m levantando el labio oriental. Cerca del río Chever, 25 Km al sur de Mutatá, la falla 4.3.3 Falla de los Saltos se expresa como un escarpe topográfico bien marcado y alineamientos de valles Toma su nombre de la quebrada Los Saltos, rectos del río. Las rocas ígneas máficas afluente del río Aibí, que a su vez vierte del Cretáceo están en contacto fallado con sus aguas al río Bojayá en la plancha 143 limolitas y areniscas del Neógeno, muy Bahía Solano. Ha sido cartografiada en las fracturadas, cizalladas y probablemente planchas 143 Bahía Solano, 127 Cupica, plegadas en la cercanía de la falla. Cerca 112 Serranía de los Alpes y 100 Pacífico. al río Sucio, la falla está acentuada por el Esta falla define el contacto entre los valle lineal del río Chigorodó, tributario del Basaltos de Baudó de la serranía del Baudó río Sucio. En el río Guapa, situado 40 Km al y las rocas sedimentarias paleógenas de
128 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano las formaciones Clavo y Uva de la cuenca colombiano, como los de octubre 17 y 18 del Atrato, que afloran al oriente (Cossio, de 1992, han sido atribuidos a la falla de 1994). Haffer (1967) menciona varios Murindó, ya que desencadenaron gran sitios en los cuales este mismo contacto es cantidad de efectos superficiales en el área fallado, pero en otros, como el río Uva, los del municipio de Murindó, lo cual indica una sedimentos están en yuxtaposición con los actividad reciente a lo largo de esta falla. Basaltos de Baudó.
La falla tiene una dirección N–S a N10°W 4.3.5 Falla Limón con buzamiento que varía entre 70° y 90° hacia el NE. En los ríos Aibí y Bojayá. Esta Toma su nombre de la quebrada El Limón falla produce una gran trituración en las que desemboca al océano Pacífico en la rocas basálticas en una longitud de más Playa Limón y se extiende en las planchas de 200 m y un plegamiento caótico en 112 Serranía de los Alpes, 113 Murindó y las lodolitas de la Formación Clavo. Su 127 Cupica. Muy poco control de campo expresión geomorfológica está definida existe en este sector, en razón de lo por una fuerte alineación en tramos largos inaccesible y el carácter selvático de la y por un gran escarpe en el mismo sentido región. No obstante la interpretación de del buzamiento. las imágenes de radar INTERA del área indican la presencia de una falla, definida por una fuerte expresión geomorfológica 4.3.4 Falla Murindó de la estructura, donde parece desplazar en sentido sinestrolateral a los Basaltos Esta falla se localiza sobre el flanco de Baudó. La dirección predominante es occidental de la cordillera Occidental en N80°E, prolongándose hacia las cabeceras la plancha 113 Murindó de donde toma del río Napipí, a partir del cual forma un su nombre. Presenta buena expresión arco amplio con tendencia al norte. Esta sobre las imágenes de radar; se puede falla coloca en contacto las rocas de las considerar inversa, pero en algunos formaciones Uva y Napipí con los Basaltos tramos tiene comportamiento de falla de de Baudó. rumbo. Presenta además fallas satélites en dirección NE y NW donde la falla principal, En el extremo sur de Playa Limón en la tiene una dirección N10°W y se extiende plancha 127 Cupica, se aprecia solamente por muchos kilómetros, siendo el rasgo un venamiento débil representado por más destacado entre la cuenca del Atrato y menos del 0,1% de la roca, con relleno de el flanco oeste de la cordillera Occidental. albita-epidota, que puede corresponder a los efectos de esta falla sobre la roca. Su expresión es de alineación débil de zonas angostas, tramos rectos y boquerones en las crestas de los cerros. Presenta una zona 4.3.6 Falla Utría de efectos dinámicos de 200 m de ancho a lado y lado de la falla con formación También llamada Falla de Bahía Solano, es de protomilonitas hasta ultramilonitas considerada por Page (1986) como falla (Higgins, 1971; Wise et al., 1984; Page, normal activa con el bloque oeste levantado 1986). y con una longitud de 50 Km. Este autor calcula que se está levantando a razón de Page (1986), estimó que esta falla tendría 5 mm por año desde el Holoceno y que la una actividad baja; sin embargo la mayoría subsidencia tectónica en los últimos 5.000 de los sismos ocurridos en el occidente
129 Geología años es 2 – 3 m. Galvis (1980) la clasifica fresca. En la vía al corregimiento el Valle, como “Una falla inversa de ángulo bajo, con alrededor del Km 8 se pueden apreciar una zona de brecha, que en algunos sitios afloramientos parcialmente meteorizados, pasa de 5 Km de anchura y algunas fallas en los cuales se distingue la roca original menores, tal vez satélites, localizadas al cizallada, acompañada de numerosas venas oriente que determinarían el alineamiento subparalelas. Otros afloramientos de rocas de los ríos Tanguí, Virudó, Nercua, Alto de deformadas se localizan en la parte norte Salaquí…etc” en las planchas 112 Serranía de la plancha 127 Cupica en el sector de de los Alpes, 127 Cupica, 143 Bahía Solano, Bahía Cupica y Playa Chicorona. 163 Tribugá, 183 Coquí y 202 Pilizá. El cizallamiento principal puede alcanzar La expresión principal de esta falla se un ancho de unos 3 Km, entre la quebrada puede observar en la depresión localizada la Esso y Punta Lana a la salida de Bahía entre la ensenada de Utría y Bahía Solano Solano. Se puede observar en la roca con dirección N–NW, donde se definen los un 30 a 40% de matriz con trituración valles de las quebradas Jella y Dos Bocas al avanzada, consistente en una masa densa norte, el río Boroboro y la ensenada de Utría (cohesiva), con textura de flujo, orientada al sur. Otros lineamientos subparalelos se en general N30–40°W y buzamiento encuentran en las quebradas Juná al oeste vertical. Los clastos de tamaño decimétrico y Niquimía y Mecana al este, haciendo parte a centimétrico, son alargados y se disponen estos últimos de cizallamientos separados paralelamente a la textura de flujo de la por un franja de rocas sin afectación matriz a manera de budines (Figura 35), cataclástica notable. sin mostrar deformación. En cercanías al sitio la Esso en la cabecera municipal de Esta falla afecta únicamente a los Basaltos Bahía Solano, donde se presenta la mayor de Baudó y sedimentitas intercaladas; los deformación, el cizallamiento dúctil deja efectos principales de ella se aprecian en sólo un 15 a 20% de clastos de basalto el camino Bahía Solano - Punta Huina, en embebidos en una matriz de protomilonita especial con marea baja, cuando se observan (Higgins, 1971; Wise et al., 1984). los acantilados con roca relativamente
Figura 35. Textura de flujo con formación de Budines. Falla Utría.
130 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
Cuando la deformación no está presente, la los cuales se distingue epidota y calcedonia roca muestra enjambres de venas (Figura fibrosa. El venamiento tiene dirección 36) con espesores que varían desde unos preferencial N30°E / vertical, aunque pocos milímetros hasta 15 cm, rellenas con se presentan también en direcciones minerales de color claro y grano fino, entre conjugadas.
Figura 36. Enjambre de venas en basaltos afectados por la Falla Utría. 4.3.7 Falla Nauca E. Para González (2001), la falla parece ser de tipo normal, con el plano de falla Esta falla toma su nombre del río Nauca vertical o de ángulo muy alto puesto que y se extiende en las planchas 127 Cupica, sigue una línea casi recta, con el bloque 143 Bahía Solano, 163 Tribugá, 164 occidental levantado en razón de que al Quibdó, 184 Lloró, 202 Pilizá, 203 Istmina occidente de la falla no afloran rocas de la y 221 Manglares, afectando rocas de las Formación Napipí. Formaciones Uva y Napipí. El plano de falla es casi vertical o de ángulo muy alto en En la parte media del río Aibí, la Falla la plancha 143 Bahía Solano, puesto que Nauca deflecta su cauce como si se hubiera sigue una línea recta que atraviesa valles y producido un desplazamiento dextrolateral filos sin mayor deflección. En la mitad sur de unos 4 Km, caso que se repite en el río de la plancha 127 Cupica hasta el río Cuia, Diuaro. Los datos disponibles muestran en parece tener un componente importante el río Aibí que las estructuras se distorsionan de inclinación hacia el este, donde pierde formando pliegues estrechos de decenas expresión geomorfológica sin permitir su de metros, hasta el punto de cambiar la prolongación hacia el norte. dirección de la estratificación desde N–S hasta E–W, tal vez por espacio de unos 50 En el río Amporá se observa un cambio m a lado y lado de la expresión principal brusco de buzamiento de 20° hasta 87°
131 Geología de la falla, lo cual indica un componente de N–S en los ríos Cértegui y Tanandó, con rumbo importante para esta falla. buzamiento de 72°al oeste, que afecta el contacto entre las formaciones Quibdó y Sierra. Sobre la carretera Medellín–Quibdó 4.3.8 Falla Tebada (González, 2001), esta falla afecta las rocas de la Formación Sierra y produce pliegues del orden decimétrico a métrico y cambio En el extremo sur de Playa Tebada, en la en la disposición de los estratos por unos plancha 127 Cupica, afloran basaltos y pocos metros (Zapata, 2002). diabasas que presentan efectos cataclásticos en la roca, convirtiéndola en protomilonitas similares a las de Bahía Solano, aunque la zona de deformación es menor, del orden de 4.3.11 Falla La Herradura 100 m. El cizallamiento principal presenta estructura de flujo en dirección N40°W / Recibe su nombre del río Herradura en la 75°E. Aunque el cizallamiento en las rocas plancha 129 Cañasgordas y se extiende es notable, en la imagen de radar sólo se en la plancha 165 Carmen de Atrato y 145 distingue una orientación persistente en Urrao. Tiene una dirección predominante N– los drenajes que siguen la misma dirección S; afecta en toda su extensión sedimentitas por lo menos por 7 Km, sin mostrar un areno–arcillosas del Miembro Urrao y se rasgo único. La explicación a lo anterior caracteriza por una alineación prominente podría estar en que el cizallamiento no es de corrientes y boquerones en las crestas de continuo sino que a un tramo afectado por las colinas; produce plegamientos y clivaje cataclasis le siguen segmentos sin mayor milonítico en las rocas menos competentes deformación, lo que explica la formación y fracturamiento en las arenitas y wacas de por lo menos tres salientes o puntas líticas (González & Londoño, 2003). entre Playa Tebada y Playa Abegacito. 4.3.12 Falla de Encarnación
4.3.9 Falla Río Beté El nombre de la Falla de Encarnación proviene del río Encarnación en la plancha La Falla río Beté se observa en la imagen de 129 Cañasgordas (Álvarez & González, radar de la plancha 164 Quibdó, con rumbo 1978) y se extiende a la plancha 165 N60–80ºE a lo largo de las cabeceras del Carmen de Atrato. Afecta sedimentitas río Beté; esta estructura se extiende por la calcáreas y silíceas, desplaza depósitos Formación Sierra a lo largo de unos 23 Km, aluviales a lo largo del río Encarnación y hasta la plancha 144 Río Tagachí (Zapata, produce un alineamiento notable y escapes 2002). en las terrazas.
En el trabajo original (Álvarez & González, 4.3.10 Falla Quebrada Santa 1978), fue trazada como una sola estructura que sigue el curso de la corriente; sin Bárbara embargo, INGEOMINAS (1994) precisa que por su expresión morfológica pueden La falla Quebrada Santa Bárbara se puede ser dos fallas paralelas, muy próximas apreciar con claridad en las imágenes de entre sí, ya que se observan a ambos radar INTERA y en el campo, en el sector lados del río, silletas, peldaños y algunos oriental de las planchas 164 Quibdó y 184 rasgos morfotectónicos alineados. En este Lloró, como una estructura con dirección mismo trabajo, se considera como una
132 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano falla de rumbo con el bloque noroccidental de la Falla Encarnación (Álvarez & González, hundido, probablemente activa con un 1978) o de una falla satélite de ella. nivel de confianza moderado (Page, 1986), donde las características de algunos rasgos tectónicos permiten asignarle un grado de 4.3.14 Falla Atratico actividad bajo. Se postuló como una falla de rumbo debido a que en la fotointerpretación aparecen 4.3.13 Falla la Mansa varias estructuras N – S aparentemente desplazadas por ella en la plancha 165 Es una estructura de dirección N–NW Carmen de Atrato. Su edad es pre-Eoceno localizada en la plancha 165 Carmen de ya que no afecta el Batolito de Mandé, Atrato, buza preferencialmente al este, aunque éste parece haber aprovechado la aunque localmente se hallan planos de zona de debilidad para su emplazamiento cizalla con buzamiento al oeste, siendo dada su forma seudo estratificada hacia el la magnitud en ambos sentidos muy límite de la falla. Las rocas verdes están variable. deformadas y hay foliación dinámica bien definida. La quebrada Aguabonita Aunque se postuló para ella un movimiento representa aproximadamente la traza de sinestrolateral, en base a su relación con la falla, aunque en su lecho afloran rocas algunos cuerpos de forma lenticular, en del Batolito de Mandé diaclasadas casi esencia parece ser una falla normal. horizontalmente, pero el bandeamiento es aproximadamente vertical. Al SE de Bolívar, presenta algunos rasgos morfotectónicos (quiebres o sillas) que permiten definir varias de sus trazas; 4.3.15 Falla San Juan hacia el NW está cubierta por depósitos cuaternarios, para luego, en la quebrada La Esta estructura toma su nombre del río San Roya presentar una zona amplia de rocas Juan en las planchas 203 Istmina y 222 verdes y cherts cataclásticos que también San Agustín. Es una falla de cabalgamiento son visibles sobre la carretera Medellín de tipo lístrico con despegue horizontal – Quibdó. Más hacia el noroeste la falla (“décollement thrust”), con rumbo N 50° se manifiesta en fuertes deslizamientos E y buzamiento de 70° SE (basado en el y control del drenaje, fuerte cataclasis en análisis de secciones sísmicas del área, la Mina el Roble y en la confluencia de la (ECOPETROL et al., 1998). Pertenece al quebrada Chupadero y río Atrato. La falla sistema de fallas de San Juan que podría vuelve a tener una clara expresión física y representar un movimiento convergente morfológica al norte del área a través del oblicuo, en el cual, la evidencia de río Curazamba en la plancha 145 Urrao. cizalla está acompañada por estructuras compresionales tales como levantamientos, A través de la traza hasta ahora conocida, fallas inversas y/o cabalgamientos. La existen una serie de cuerpos lenticulares componente compresiva de este sistema de rocas verdes y cherts en algunos de fallas estaría relacionada a los pulsos de los cuales hay vestigios de sulfuros de la Orogenia Andina y al levantamiento (pirita–esfalerita–calcopirita), por lo cual del Istmo de Panamá, el cual pudo tener se considera de mucho interés un mejor una gran componente de colisión. (Suárez, conocimiento de ella. Hasta ahora se 1990) desconoce si se trata de la traza principal
133 Geología
Esta falla pone en contacto a las rocas las rocas de la Formación Cisneros y la de la Formación Tadó con las rocas de la Formación Río Piedras. Formación Istmina y afecta además la Formación Condoto y los conglomerados 4.3.19 Falla del Río Pepé de la Mojarra. Toma su nombre del río Pepé en la plancha 203 Istmina y se extiende en las planchas 4.3.16 Falla Aguasal 222 San Agustín, 221 Manglares y 203 Istmina. Sirve de límite entre la Cuenca Es una falla inversa que se presenta como del Atrato y la Cuenca del San Juan. Tiene un lineamiento fotogeológico con rumbo una dirección de N30°E y buzamientos N15–20°E en la quebrada Las Peñas, que verticales en general, pero con tendencias continúa hacia el norte por más de 40 Km locales a tener inclinación al SE. Su longitud hasta la quebrada Amurrapá y se extiende es de más de 50 Km, desapareciendo al en las planchas 185 Bagadó y 204 Pueblo norte bajo los sedimentos cuaternarios del Rico. Esta estructura pone en contacto río Quito, pero parece tener continuidad las rocas del Miembro Urrao en el borde hacia la plancha 184 Lloró, donde recibe el oriental, con rocas volcánicas del Complejo nombre de falla Quebrada Santa Bárbara Santa Cecilia – La Equis en la Cordillera (Zapata, 2002). Occidental. Esta falla pone en contacto, en el río Pepé, las rocas de la Formación Napipí con las 4.3.17 Falla Las Mojarras de la Formación Istmina de la Cuenca del San Juan; en las cabeceras del mismo río, el contacto es entre la Formación Sierra Esta estructura toma su nombre de la y la Formación Istmina de la Cuenca del Cuchilla La Mojarra, en la plancha 203 San Juan, indicando que la falla tuvo su Istmina y se localiza en las planchas 185 mayor movimiento en un período posterior Bagadó, 203 Istmina y 204 Pueblo Rico. a la depositación de la Formación Sierra Es una falla de cabalgamiento de alto (Mioceno medio al Mioceno superior, de ángulo relacionada con la Falla San Juan, acuerdo con la determinación de fauna con rumbo N50°E y buzamiento de 68°SE. fósil, (Haffer, 1967)). Es una falla inversa Según Texas Petroleum Company (1990), de alto ángulo, con lado oriental (Cuenca esta falla se generó por el reacomodamiento del San Juan), cabalgando sobre el lado litostático del bloque colgante debido a su occidental (Cuenca del Atrato). propio peso. Esta falla pone en contacto la Formación Tadó con la Formación Conglomerados de La Mojarra. 4.3.20 Falla Garrapatas
4.3.18 Falla Río Blanco Toma su nombre del río Garrapatas, donde se aprecia un fuerte alineamiento de dirección N35°E, que se puede prolongar Esta falla fue definida por Parra (1983) en una longitud de más de 100 Km desde 5 en la plancha 223 El Cairo, como una Km al sur de la desembocadura del río San falla con desplazamiento dextro lateral, Juan al Océano Pacífico, hasta el municipio este sistema continúa al norte del área de de Toro, en el departamento del Valle del estudio en la plancha 204 Pueblo Rico. Por Cauca y se extiende en las planchas 241 rasgos fotogeológicos se puede trazar en la Cucurrupí, 259 Malaguita y 260 Pan de plancha 241 Cucurrupí; y pone en contacto
134 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano Azúcar. Esta falla marca el límite entre la 4.3.23 Falla Río Bravo Cuenca de San Juan y la cuenca de Tumaco y entre el bloque Norte y Sur de la cordillera Nelson (1962), en la localidad de Elsa en Occidental. la plancha 279 Dagua la describe como una falla con movimiento vertical; Barrero (1979) y Aspden et al., (1984) en la plancha 279 Dagua, la denominan Falla Río Bravo. 4.3.21 Falla Cisneros En la zona de estudio pone en contacto rocas volcánicas del Grupo Diabásico con Según Barrero (1979), esta falla hace rocas de la Formación Cisneros. parte del sistema de fallas inversas que afectan la cordillera Occidental; pone en contacto a las rocas del Grupo Diabásico 4.3.24 Falla Dagua - Calima con las de la Formación Cisneros en la plancha 260 Pan de Azúcar; además en Esta falla está localizada en el sector aerofotografías se puede seguir hasta la oriental de la plancha 260 Pan de Azúcar, plancha 241 Cucurrupí donde separa estas en cercanías al lago Calima; al sur en la mismas unidades litológicas. plancha 279 Dagua, pone en contacto las rocas del Grupo Diabásico con la En las planicies bajas del río San Juan donde Formación Espinal (Barrero, 1979; Aspden la falla no tiene expresión morfológica, et al., 1984). Cerca al sitio de presa del su trazo se hizo de acuerdo a las líneas lago Calima, la falla produce plegamiento y sísmicas suministradas por ECOPETROL boudines de tamaño métrico y decimétrico (Suárez, 1990). Esta falla de acuerdo a en los chert y limolitas intercaladas de la interpretación de imágenes de radar es la Formación Espinal y que a su vez son una falla de rumbo sinestral. cortados por fallas menores.
4.3.22 Falla Naranjo 4.3.25 Falla Bellavista
Barrero (1979), utiliza este nombre para la Fue definida por Orrego (1975) como falla que pone en contacto a las rocas de una falla inclinada al oeste que pone en la Formación Cisneros al este, con las del contacto tectónico las filitas y pizarras del Grupo Diabásico al oeste, en la vía Darién- Dagua con rocas basálticas o sedimentarias Río Bravo y se extiende en las planchas del Cretáceo Superior, se localiza en la 260 Pan de Azúcar y 279 Dagua. Las rocas plancha 299 Jamundí. La falla parece ser volcánicas cercanas a esta falla, presentan inversa con buzamiento al oeste, pero fuerte cizallamiento en un intervalo de en algunos sitios se inclina hacia al este, 100 m, con presencia de venas de cuarzo posiblemente por plegamiento del plano. plegadas, mineralizadas con sulfuros y Esta falla muestra rasgos que evidencian cuarzo lechoso en forma de augen; además grandes desplazamientos laterales. aparecen estrías de falla con buzamiento fuerte al occidente (80°). 4.3.26 Falla Junín - Sambiambí
Esta falla se localiza en las planchas 319 Zaragoza, 341 Cerro Timbiquí, 363 Argelia, 385 Ricaurte, 409 Las Cruces,
135 Geología
427 La María y 428 Túquerres. Limita el del país hasta el departamento de Caldas flanco oeste de la cordillera Occidental, al norte, y controlando en gran parte el extendiéndose desde el sur de Nariño hasta trayecto del río Cauca (AIS et al., 1998), la Falla de Garrapatas; tiene una dirección catalogándola de tipo normal, con fuerte preferencial N–S. Está considerada como buzamiento hacia el oeste. falla inversa y cruza por el piedemonte del flanco occidental de la cordillera y por La Falla Cauca–Patía, también llamada el ápice de los abanicos del piedemonte Pacual (MMAJ – JICA, 1981) se localiza en nariñense, en el sector de Junín. el extremo NE de la plancha 428 Túquerres, paralela al río Pacual con dirección Está cartografiada por Geominas (1982) aproximada N35–40ºE, desde la carretera en la quebrada Cuambí de la plancha 427 Balalaica–Guachavés hasta Santa Rosa en La María, quebrada La Estrellada hasta su el municipio de Samaniego. desembocadura al río Güiza y se prolonga por el río Ñambí, al norte de Junín, se En la Verbena y otros sitios sobre la describe como una falla normal con carretera Túquerres–Tumaco, Geominas dirección NE que afecta las rocas ígneas (1982) describe estructuras tipo graben cretácicas, produciendo efectos claros de con desplazamientos hasta de 0,4 m en metamorfismo dinámico. cenizas volcánicas recientes y paleosuelos que atribuyen a la Falla Cauca–Patía.
La prolongación hacia el sur de esta falla, 4.3.27 Falla del Río Vargas pasa por el cráter del Volcán Azufral, cubriéndola con sus depósitos piroclásticos Toma su nombre del río del mismo nombre y más hacia el sur por los centros en la esquina NE de la plancha 428 volcánicos de Cumbal y Chiles – Cerro Túquerres. Tiene una dirección de N 35º Negro, prolongándose hacia el Ecuador. W y una longitud de 25 Km dentro de esta plancha. Los datos de campo recolectados sobre la falla no son concluyentes para 4.3.28.1 Falla Cuercuel determinar su tipo de movimiento. (González et al., 2002). Toma su nombre de la localidad de Cuercuel. Tiene una dirección, que varía entre N40°E y N25°E y una longitud de 46 Km en la plancha 428 Túquerres. El análisis de los 4.3.28 Sistema de Fallas datos recolectados en campo, indican Cauca – Patía que esta falla en esta plancha tiene un movimiento normal (González et al., Corresponde a la depresión Cauca–Patía, 2002). que según Barrero (1979) correspondería al “Trench del Valle del Cauca”, originada durante la colisión de la placa de Nazca con 4.3.28.2 Fallas de los ríos Güiza y la placa Suramericana durante el Cretácico. Este sistema de falla, es el más oriental Vegas. en la plancha 428 Túquerres, tiene una Estas fallas son subparalelas entre sí, dirección de N 30° E y una extensión de 40 entrecruzándose en cercanías de la Km. Esta falla ha sido objeto de un estudio localidad de Altaquer en la plancha 428 sistemático, encontrándose que tiene una Túquerres. Son fallas de dirección N35ºW longitud de más de 400 Km, desde el sur
136 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano y que controlan los valles de los ríos Güiza por cambios litológicos o cambios y Vegas. Su longitud en la plancha es de estructurales y a efectos tectónicos en 46 Km, estas fallas son cortadas por las zonas donde el basamento no aflora por fallas del río Madroño y Junín - Sambiambí encontrarse fosilizado por los sedimentos (González et al., 2002). de las formaciones del Neógeno y depósitos cuaternarios.
4.3.29 Falla San Felipe La naturaleza de estos alineamientos ha sido determinada litológicamente por muestras Sobre la carretera que une a San Felipe con provenientes de pozos de exploración Tiuquer en las planchas 447BIS Tallambi petrolera y su comportamiento se deduce y 447 Ipiales, se encuentra una zona de los registros sísmicos que se han de cizallamiento de 0,20 m de espesor, levantado (Dueñas & Duque–Caro, 1981; con inclinación vertical y dirección NS, Duque–Caro, 1984); en algunos casos que afecta rocas de composición areno- su trazo se ha basado en la información arcillosa produciendo deformación dúctil bibliográfica disponible (Duque – Caro, con presencia de ultramilonitas de color 1979, 1980, 1984). negro por espacio de 0,10 m rodeada de deformación frágil que convierte en ripio En la cuenca del Atrato para el análisis de de falla la roca original (Parra & Velásquez, alineamientos, se utilizaron las imágenes 2002). de radar INTERA, procesadas por el Instituto Geográfico Agustín Codazzi. Luego se procedió a contarlos y medir su orientación. 4.4 LINEAMIENTOS De los 313 alineamientos observados FOTOGEOLÓGICOS el 95% pertenecen a cualquiera de las siguientes 7 categorías: Son rasgos de carácter lineal, apreciables sobre las imágenes de radar y han sido • Corrientes Meandriformes o sinuosas definidos como la expresión superficial con una tendencia recta de estructuras geológicas (Frost, 1977; • Valles rectos con corrientes rectas o Caran et al., 1981; Bailey et al., 1984; meandriformes Woodruff & Caran, 1984). Pueden o • Valles con formas sinuosas con no tener significado tectónico, ya que tendencia recta muchos de ellos, corresponden a escarpes, • Tramos rectos de un río sinuoso estratificación o rasgos dejados por la • Corrientes rectas erosión geológica y que pueden, además, • Corrientes alineadas a través de un diferenciarse de otros rasgos estructurales valle principales, tales como pliegues y fallas. Se han identificado y cartografiado En el 5% restante no fue posible determinar lineamientos fotogeológicos de diferente su origen con precisión. Todos los tipo, tamaño y dirección, muchos de ellos alineamientos se midieron y se agruparon están relacionados con las deformaciones en rangos de amplitud de 10° y luego se tectónicas que han afectado a los diferente graficaron en diagramas rosasFigura ( tipos de rocas. 37). En la cuenca de Urabá los alineamientos definidos corresponden en gran parte, a características topográficas producidas
137 Geología
Figura 37. Diagrama rosa de lineamientos en la subcuenca del río San Juan.
Del diagrama rosa se puede concluir expresión en la serranía en la Falla Limón, una fuerte tendencia de rumbo N10°W a pero que podría corresponder a un evento N20°W, la cual coincide con el patrón de moderno de transtensión que afectó en fallamiento. Otra tendencia es de N50° a este caso en gran medida a las unidades N60°E que no tiene expresión alguna en la basálticas. cuenca y podría corresponder a un evento moderno de transtensión (normal), que no En la cordillera Occidental Norte, los afectó en gran medida a las unidades. alineamientos han sido definidos a partir de fotografías aéreas y reflejan, en su En la serranía del Baudó se observan una mayoría, características topográficas o serie de alineamientos, subparalelos a la morfológicas debidas a cambios litológicos Falla Utría que determinan los cursos de o efectos estructurales y tectónicos. algunos ríos como el Panguí, el Virudó, el Sobre el Batolito de Mandé y los stocks Nercua, Alto Salaquí, los cuales podrían ser monzodioríticos, estos lineamientos son el fallas satélites de la Falla Utría, como no se producto de esfuerzos tensionales durante tiene datos de campo que verifiquen dicha el enfriamiento del magma, mientras que afirmación se dejaron como alineamientos. en las rocas estratificadas, éstos están Para la definición en las imágenes INTERA, dispuestos simétricamente con respecto se utilizaron los mismos parámetros de la a las fallas principales o pueden marcar cuenca del Atrato. De igual manera para diferencias en la composición de las capas y su tratamiento estadístico se empleó un se acentúan por procesos de meteorización diagrama rosa, el cual indica una fuerte y erosión diferencial (González & Londoño, tendencia de rumbo N10°W a N20°W que 2003). coincide con el patrón de la Falla Utría. Otra tendencia es de N50° a N60°E, que tiene
138 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano 4.5 ESTRUCTURAS DÓMICAS 39, Figura 40) y han sido cartografiados en las planchas 59 Mulatos, 69 Necoclí y La cuenca de Urabá, se caracteriza por la 79 Turbo. Yory et al., (1980) consideran presencia de estructuras dómicas de lodo que el origen de estos volcanes es diapírico o lodolitas hasta de 20 m de altura, con y están relacionados con fallas normales, formas cónicas que emergen a lo largo de casi verticales, en la región. Para Chevron las zonas mayores de la falla como colinas (1986) son causados por el movimiento de aisladas (Duque–Caro, 1980, 1984), los lodo hacia la superficie a lo largo de planos cuales son llamados volcanes de lodo, como de falla. El Totumo, Cucharal, El Tesoro, El Cerrito (Figura 38), Puerto Escondido (Figura
Figura 38. Estructura dómica de El Cerrito, ubicada al oeste de San Antero. El estudio estructural presentado por y plegamiento, este último asimétrico, INGEOMINAS–ECOPETROL (1994) indica generado por compresión lateral. que la mayor parte de estos volcanes se asocian con núcleos y flancos de Los materiales que conforman los diapiros anticlinales, fallas de cabalgamiento, fallas en la cuenca de Urabá son lodos pelágicos de rumbo de orientación E-W, flancos de y hemipelágicos (Duque–Caro, 1984) sinclinales y con depósitos del Cuaternario. que corresponden a la parte basal de La asociación preferencial con zonas de la secuencia sedimentaria. Las capas falla, ya sea en contacto directo con éstas sedimentarias que éstos intruyen son las o cercanas a las mismas, especialmente secuencias turbidíticas suprayacentes. El en el bloque colgante de fallas inversas, efecto de la deformación diapírica parece permite considerar un posible control estar restringido tanto vertical como estructural de las inyecciones de lodo lateralmente, al conjunto de las capas que están asociadas con el fallamiento compuestas por pelagitas y hemipelagitas, que intruyen a las turbiditas suprayacentes (Duque–Caro, 1980, 1984). 139 Geología
Figura 39. Volcán de lodo activo de Puerto Escondido.
Figura 40. Emanaciones de gas y burbujas, en el Volcán de Lodo de Puerto Escondido.
140 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
5. RECURSOS MINERALES
En la evaluación del potencial minero del Depósitos asociados a generación de Andén Pacífico se debe considerar que corteza oceánica en cuencas marginales existe un control litológico que limita la intracontinentales y en plateaus factibilidad de mineralización a las afinidades oceánicos: el mecanismo de formación de entre elementos (de interés económico) los “plateaus” oceánicos es controversial y procesos formadores de rocas. Éstas creyéndose que representan la fusión de se interpretan aquí, como generadas en “plumas” de ascenso de materiales del ambientes específicos dentro del marco manto inferior. Sin embargo, la mayoría de de la tectónica global. El mismo esquema estas provincias se encuentran inexploradas se mantiene en la aproximación teórica en las cuencas oceánicas; por lo tanto, su a la posible generación de yacimientos potencial en cuanto a depósitos minerales minerales. se desconoce (Nivia, 2001). Éstas como la Placa Caribe, se consideran formadas Para esto se tiene en cuenta que el ambiente por el paso de corteza oceánica sobre tectónico ejerce diversos controles sobre un punto caliente (Duncan & Hargraves, el tipo de mineralización, su deformación 1984) o en dorsales meso-oceánicas de y potencial de preservación. Este enfoque propagación rápida similares al “plateau” se encuadra dentro de un punto de vista de Islandia (Saunders, 1986). Al primer uniformitarista que considera los depósitos tipo de ambiente no se conocen asociados descritos en diferentes situaciones depósitos económicos de metales (Mitchell tectónicas actuales bien documentadas, & Garson, 1981). En el caso de las dorsales, como representativos del tipo de depósitos los depósitos se pueden dividir en aquellos que es posible encontrar en los sitios donde formados por procesos hidrógenos e se ha interpretado que la misma situación hidrotermales que enriquecen en metales tectónica se presentó en el pasado (Nivia, las lavas y sedimentos; y en los que se 2001). consideran formados por los procesos exhalativos, volcánicos y magmáticos que Para este capitulo se realizó una separación operan directamente en la dorsal. de los ambientes y eventos favorables para la formación de yacimientos minerales, La corteza oceánica generada en cuencas teniendo en cuenta los diferentes modelos marginales se produce también en planteados para la evolución geológica del dorsales, pero en este caso, a diferencia de occidente colombiano. las dorsales de expansión rápida que dan origen a plateaus, se genera a partir de la
141 Geología cuña de manto que suprayace una placa pórfidos cupríferos, algunos de los cuales subducente. Este manto está hidratado y presentan cantidades significativas de Au metasomatizado por los fluidos liberados y Mo. Asociados a los arcos magmáticos se durante la subducción y esta característica presentan también depósitos exhalativos influye sobre la formación de yacimientos sedimentarios de metales base y Au y minerales. depósitos estratiformes de sulfuros de Cu, Pb y Zn formados en pilas de lavas submarinas piroclásticas calcoalcalinas Depósitos asociados a la acreción conocidas como tipo Kuroko. de terrenos de afinidad oceánica: la acreción de terrenos de afinidad oceánica En el Anden Pacífico se han reconocido a una margen continental conlleva cinturones magmáticos, formados deformación y cambios en la temperatura y respectivamente antes y después de en las presiones litostática y de fluidos, que la acreción de la corteza oceánica. Sin pueden activar procesos mineralizantes. embargo, en ambos casos solamente Nivia (1996 b), sugiere que la imbricación afloran sus niveles profundos y no se del “Plateau” del Caribe contra el bloque conocen secuencias volcánicas formadas continental de proto - Suramérica, produjo durante estos eventos, características que un exceso en el espesor de la corteza que permiten descartar las posibilidades de aumentó la temperatura y la presión en la encontrar tanto pórfidos cupríferos como parte inferior del complejo acrecionario. depósitos tipo Kuroko. La mineralización Allí se pudo producir, en consecuencia, de pórfidos cupríferos normalmente deshidratación de fases hidratadas o ocurre en pequeños stocks e intrusiones expulsión de aguas connatas. La migración subvolcánicas formadas a profundidades de estos fluidos podría haber activado menores de 2 Km (Mitchell & Garson, 1981) procesos formadores de yacimientos y en estrecha asociación con vulcanismo minerales. calco-alcalino sub-aéreo (Evans, 1987; en Nivia, 2001).
Depósitos asociados con el desarrollo de arcos magmáticos asociados Depósitos asociados a cuencas sucesivamente a márgenes sedimentarias oceánicas: cuenca de tipo continentales y a complejos convergente, formada sobre sedimentos acrecionarios: es factible que el límite oceánicos plegados en la margen de dos occidental de Suramérica haya sido una placas y adyacentes a la zona de subducción margen continental activa durante todo y la cual de acuerdo con Kingston (1983; el Fanerozoico y de esta hipótesis parten en Govea & Aguilera, 1985), corresponde los modelos de crecimiento cortical por a “Trench Associated” y es rellenada por acreciones sucesivas propuestos para sedimentos cenozoicos. Colombia (e.g. McCourt et al., 1984). Este ambiente tectónico presenta un buen potencial en cuanto a yacimientos Depósitos asociados a relleno de minerales, debido a que durante el cuencas sedimentarias continentales desarrollo de arcos magmáticos se activan y generación de depósitos secundarios sistemas hidrotermales que conducen a de alteración supergénica: en el Andén la formación de yacimientos minerales Pacífico ha ocurrido durante el Cenozoico, singenéticos y epigenéticos. En las rocas acumulación sedimentaria de origen de este ambiente, los depósitos de mayor continental en dos cuencas principales: tonelaje de minerales extractables son los en la del Cauca y la parte norte de la
142 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
Cuenca de Tumaco. En éstas se registra durante procesos sedimentarios tales la evolución de los ambientes de depósito como en la formación de placeres; o de desde marinos someros, a través de su concentración durante procesos de transicionales marino- continentales a lixiviación o enriquecimiento supergénico, continentales como consecuencia del promovidos por la meteorización química levantamiento de la cordillera de los de rocas preexistentes como en el caso de Andes. La formación de yacimientos la formación de bauxitas y lateritas. minerales proviene directamente de la acumulación como rocas de materiales A continuación se resume los recursos de importancia económica tales como minerales y prospectos asociados a cada carbón y calizas; de su enriquecimiento en uno de los bloques estructurales que cantidades económicamente explotables, conforman el Andén Pacífico:
CORDILLERA OCCIDENTAL NORTE Tipo de Depósitos Unidades Ambiente litológico Ambiente tectónico Depósito conocidos litológicas Sulfuros El Roble Basaltos almohadillados Depósitos formados Formación masivos diques de diabasa durante la generación de Barroso corteza oceánica
Mn Ninguno Chert y rocas pelágicas Formación volcanogénico asociados con rocas Penderisco volcánicas de la Fm. Barroso
Formación Ninguno Calcáreos del Miembro Penderisco Calizas Nutibara
Au, Ag, Pb, Cu, La Equis Venas que cortan rocas Acreción de terrenos de Complejo Santa Zn encajantes de intrusivos afinidad oceánica Cecilia–La Equis paleógenos cerca de depósitos de cobre porfídico
Tobas vítreas, basaltos, Ultramafitas de Platino, Co y Ni Ninguno brechas, lherzolitas y Mumbú peridotitas
Platino Ninguno Intrusivos ultramáficos Complejo Ultramáfico Zonado Alto Condoto
Pórfidos de Cu Murindó Intrusivos félsicos del Depósitos formados Batolito de Mandé – Au Paleógeno incluyendo durante el desarrollo pórfidos de cuarzo que de arcos magmáticos localmente intruyen asociados a márgenes Pórfidos Pórfidos de Cu Pantanos-Mandé batolitos de tonalita continentales y a prismas andesiticos de – Mo acrecionarios Pantanos Granodiorita de Torrá
Au, Ag. Ninguno Zona de contacto intrusivo Tonalita de con rocas sedimentarias Tatama cretácicas
143 Geología
CORDILLERA OCCIDENTAL NORTE
Tipo de Depósitos Ambiente Unidades Ambiente litológico Depósito conocidos tectónico litológicas
Au, Ag y pirita, Dabaibe Monzodiorita pirrotina, de Farallones arsenopirita
Sulfuros La Argelia Venas emplazadas en el tipo pirita, intrusivo (facies dioríticas) calcopirita como en zona de contacto
Au, Ag, pirita, Distrito minero calcopirita, de Puerto Oro galena
Farallones y Au, Ag Tapartó
El Plateado Filones de cuarzo que cortan Au, Ag intrusivos dioríticos y sus Cuarzodiorita rocas encajantes de Cerro Plateado
SERRANÍA DEL BAUDÓ
Tipo de Depósitos Ambiente Ambiente Unidades Depósito conocidos litológico tectónico litológicas
Sulfuros masivos Ninguno Basaltos marinos, Depósitos Basaltos del andesitas y tobas. formados durante Baudó Cherts y argilitas la generación de de edad Cretácico corteza oceánica Tardío a Paleógeno
Arenas negras Bahía Solano Depósitos Depósitos Depósitos de aluviales formados playa durante el relleno de cuencas continentales
144 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
CORDILLERA OCCIDENTAL SUR
Depósitos Ambiente Unidades Tipo de Depósito Ambiente litológico conocidos tectónico litológicas Volcanogénicos Ninguno Rocas metasedimentarias Depósitos Formación estratoconfinados ricos formados durante Cisneros (Aspden en óxidos e hidróxidos la generación de et al, 1985) de Mn, Fe y menor corteza oceánica proporción sulfuros metálicos
Basaltos toleíticos masivos Formación Acumulaciones Ninguno con abundantes horizontes Amaime y Grupo estratiformes de de lavas almohadilladas Diabásico pirita cuprífera, pirita, sulfuros de Cu, Zn, Pb, hidróxidos de Mn y Fe, barita y en menor cantidad Au y Ag.
Pórfidos cupríferos y Au Zona de contacto intrusivo Depósitos Granodiorita de con rocas básicas formados durante Piedrancha el desarrollo de arcos magmáticos Venas auríferas Fases neumatolíticas e asociados a hidrotermal de intrusiones márgenes Batolito de terciarias continentales Anchicayá y a prismas acrecionarios Stock de Pance
Bauxita Corregimiento Meteorización de rocas Generación Grupo Diabásico de San volcánicas básicas de depósitos Antonio secundarios de alteración supergénica Stock El Palmar y Arcillas Alteración de rocas Grupo Diabásico intrusivas de composición gabroide
Agregados pétreos Rocas volcánicas básicas Grupo Diabásico
Basaltos, cherts Grupo Diábasico, Balasto Formación Amaime, Formación Espinal
Formación Rocas metasedimentarias Cisneros Ornamentales
145 Geología
CUENCA DEL CAUCA
Depósitos Ambiente Tipo de Depósito Ambiente litológico Unidades litológicas conocidos tectónico
Carbón Jamundí y Secuencia de Depósitos formados Formación Guachinte Cali sedimentitas de origen durante el relleno Formación Ferreira parálico sedimentario de cuencas continentales Formación Ferreira
Arcillas Procesos de acumulación sedimentaria de arcillas
CUENCAS DE URABÁ – ATRATO – SAN JUAN
Ambiente Unidades Tipo de Depósito Depósitos conocidos Ambiente litológico tectónico litológicas Hidrocarburos El área de mayor interés Rocas pelíticas paleógenas Depósito Fms. hidrocarburífero en las asociado Floresanto, cuencas de Urabá, Atrato a cuencas Pajuil, Uva, y San Juan corresponden sedimentarias Sierra y al sector suroccidental, oceánicas. Conglome nororiental y oriental, -rados de respectivamente. (Suárez, la Mojarra 1990) (reservorios)
Tadó Secuencias sedimentarias Carbón Ocurrencia en la región paleógenas de Urabá
Salmueras Manifestaciones en la Rocas sedimentarias Fms. Napipí y región de Beté, Tutunendo paleógenas Sierra. y el río Ichó
Calizas Manifestaciones en la interestratificadas con Fms. Salaquí región de Salaquí. las rocas sedimentarias y Uva. paleógenas.
Mezcladas con derrames de Manifestaciones en la lavas básicas región de Acandí Zonas coralinas ya continentalizadas Manifestaciones en la región de Juradó y Cabo Corrientes
Placer: elementos Río Sucio; tributarios Aluvión Cuaternario. Las del grupo del orientales de los ríos rocas fuentes son complejos platino y oro Atrato-San Juan ofiolíticos y plutones ultramáficos zonados en la cordillera Occidental
Arenas negras Costas del Océano Atlántico, municipio de Acandí
146 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
CUENCA DE TUMACO
Tipo de Ambiente Ambiente Unidades Depósitos conocidos Depósito litológico tectónico litológicas Hidrocarburos El área de mayor Rocas pelíticas del Depósito Formación interés hidrocarburífero Mioceno inferior asociado Naya corresponde a la zona a cuenca Grupo oriental costa adentro sedimentaria Pacífico. de la cuenca. (Suárez, oceánica 1990)
Placeres Ríos que drenan hacia Depósitos aluviales Depósitos auríferos la parte norte de la formados Cuenca de Tumaco durante el relleno de cuencas continentales
147 Geología
148 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
6.GEOLOGÍA HISTÓRICA
La evolución del Andén Pacífico y por lo La separación de Norteamérica y Europa tanto la historia geológica involucrada como consecuencia de la apertura del debe enfocarse dentro del contexto de Atlántico Norte a finales del Jurásico, la evolución del sector septrentrional de afectó tectónicamente el borde occidental los Andes Colombianos y en especial de de Suramérica y permitió que los terrenos la cordillera Occidental. Los trabajos más Maya y Chortis se separaran de éste y como recientes sobre esta región la consideran consecuencia, la formación de un dominio como parte del occidente colombiano, para el oceánico (Protocaribe) al occidente del cual plantean diferentes modelos evolutivos oriente Colombiano (Decourt et al.,1985, basados en la tectónica de terrenos (Etayo Stephan et al.,1990). et al.,1983; Toussaint & Restrepo, 1987; Restrepo & Toussaint, 1988; Duque–Caro, La aperura del Protocaribe terminó a finales 1990 a; Nivia, 1993, 2001; Estrada, 1995) del Cretácico Inferior y con la entrada y aunque estos pueden diferir en sus en cuña de la parte oriental de la Placa límites, estilo estructural, edad de acreción Farallón entre Norteamérica y Suramérica y estratigrafía, concuerdan en considerarlo y su posterior fragmentación, se formó al como constituido por litósfera oceánica suroeste del Protocaribe un nuevo dominio cretácica separado del oriente colombiano, oceánico, el Caribe, limitado por zonas de afinidad continental, por el sistema de subducción a partir de las cuales se tectónico Cauca–Romeral y en especial formaron los arcos insulares de las Antillas por la denominada Falla Cauca–Almaguer (Fourcade et al.,1991), desarrollándose (Maya & González, 1996). simultáneamente dorsales de expansión, con lo cual se inició la separación de las Los diferentes modelos planteados en placas Pacífico, Farallón y Phoenix (Duncan las reconstrucciones paleogeográficas & Hargraves, 1984). del borde occidental de Suramérica y su posición con respecto a las placas tectónicas Larson (1995) considera que a mediados en el Cretácico, aunque difieren en algunos del Cretácico se formó una superpluma en detalles locales, muestran tendencias la base del manto, que ascendió hacia la generales que permiten reconstruir la superficie emplazándose hacia el Pacífico evolución de esta región a partir de este Occidental y como consecuencia se momento (Duncan & Hargraves, 1984; formaron varios puntos calientes, como Decourt et al.,1985; Stephan et al.,1990). el de Galápagos, a partir de los cuales se generaron grandes volúmenes de material
149 Geología basáltico que se acumularon sobre la corteza unión: Caribe–Suramérica–Farallón. Para oceánica y luego fueron transportados estos autores y Pilger (1983) a comienzos hacia las zonas de subducción y colisión. del Neógeno, hubo una reorientación de los movimientos de las placas de Suramérica y Durante el Cretácico Superior, el el Caribe como consecuencia de la ruptura desplazamiento del arco de las Antillas de la Placa Farallón, en las placas de Nazca produjo un movimiento dextral de y Cocos, evento con el cuál se inicia la Suramérica con relación al Caribe que Orogenia Andina. permitió la acreción de la Corteza Oceánica, Formación Barroso, y el desarrollo El Andén Pacífico se encuentra posterior de un magmatismo calcoalcalino. fundamentalmente en la zona axial de Durante este mismo período se produjo la la cordillera Occidental y la zona costera mayor parte del Plateau del Caribe como del Pacífico en los terrenos: Cañasgordas, consecuencia de un volcanismo intraplaca Baudó y supraterreno Atrato–San Juan– (Schlanger et al.,1981); esta provincia se Tumaco de Etayo et al.(1983); Calima y acercó al margen continental de Suramérica Cuna de Toussaint & Restrepo (1987) y desde el suroeste como consecuencia Toussaint (1991); cordillera Occidental del desplazamiento de la Placa Farallón y Chocó de Estrada (1995); en el Bloque (Duncan & Hargraves, 1984) acrecionando del Chocó (Duque–Caro, 1990 a) y en la basaltos de Plateau, Grupo Diabásico, al Provincia Litosférica Oceánica Cretácica borde de Suramérica. Etayo et al.(1982), –PLOCO- de Nivia (1993; 2001). Todos consideran que el borde continental estaba estos terrenos involucran corteza oceánica relativamente cerca, lo cual explicaría la y se encuentran localizados al occidente de presencia de clastos de orígen continental y la Falla Cauca–Almaguer en el sentido de la abundancia de sedimentitas silíceas en el Maya y González (1996). Grupo Dagua. Sin embargo, Nivia (1996a) sugiere que estas rocas corresponden a Las rocas más antiguas en el Andén depósitos posteriores acumulados en el Pacífico corresponden a los Basaltos talud continental, desarrollados durante la de la Formación Barroso, en el bloque formación de un complejo acrecionario. norte de la cordillera Occidental, unidad esencialmente volcánica con algunos Durante el Paleógeno, la Placa Caribe niveles de piroclastos y sedimentitas estuvo limitada al suroeste por un arco intercalados que representan corteza (Toussaint, 1996); el Plateau acrecionado oceánica generada como consecuencia bloqueó la zona de subducción y la Placa de la subducción de la Placa Phoenix por de Farallón se hundió por abajo del arco en debajo del borde occidental de Suramérica el lado oceánico, dando lugar a una nueva entre el Aptiano y el Santoniano. Para zona de subducción (Nivia, 2001). A partir Grösser (1989) y Toussaint (1996), de este momento, el borde noroccidental de estas rocas representan un arco de islas Suramérica evolucionó como una margen desarrollado sobre corteza oceánica debido continental activa donde simultáneamente a la abundancia de aglomerados y tobas, se desarrolla una cuenca de frente de arco así como la asociación con pequeños y procesos magmáticos. stocks gabroides y plutones tonalíticos. Algunos datos geoquímicos (Muñoz, 1989; Duncan & Hangraves (1984) consideran Grösser, 1989; Desmet, 1994) aunque que la evolución tectónica del norte de no representan un muestreo sistemático, Suramérica entre finales del Cretácico parecen confirmar este origen. (80 Ma) y el Neógeno (25 Ma), estuvo controlada por la Placa del Caribe y la triple
150 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
Las sedimentitas del Miembro Urrao se diferentes nombres: Sautatá (Duque–Caro, depositaron a partir del Cretácico Superior 1990 a), Mandé (Toussaint, 1991), Santa temprano, sobre la pendiente de una Cecilia–La Equis (Salazar et al.,1991). cuenca que daba hacia el continente y Su acreción ocurrió a lo largo de la Falla constituyeron una secuencia turbidítica Uramita–Río Verde y está caracterizada cuya fuente de sedimentos se encontraba por una mezcla caótica de bloques de en el arco magmático y en el continente. diferentes edades y litologías. Estrada Simultáneamente sobre la pendiente de la (1995) indica paleolatitudes de 10–15°, cuenca de forearc que daba hacia el mar, pero su sentido norte o sur es ambiguo se depositaron los sedimentos calcáreos y debido a la ausencia de edades que permitan silíceos del Miembro Nutibara. El final del determinar la polaridad de la magnetización proceso de sedimentación y de la actividad y considera que teniendo en cuenta la volcánica estuvo relacionado con la trayectoria sur–norte seguida por la Falla migración de la zona de subducción hacia Farallón, estas rocas podrían provenir del el occidente a principios del Paleógeno; el sur; mientras que Duque–Caro (1990a) conjunto volcano – sedimentario, Grupo basado en estudios micropaleontológicos, Cañasgordas, se acrecionó al continente a sugiere que el Bloque Chocó proveniente lo largo del sistema de fallas del Cauca en del noroccidente se acrecionó al bloque el Cretácico tardío–Paleógeno (Toussaint, continental en el Mioceno Medio. 1996), proceso al cual estaría relacionado el emplazamiento de rocas máficas y Otros plutones, algunos de dimensiones ultramáficas. batolíticas y afinidad calco–alcalina, como el de Farallones y stocks de dimensiones Batolitos y plutones datados entre el reducidas como el de Cerro Plateado y Eoceno y el Mioceno como los de Mandé, Tatamá se emplazaron entre el Eoceno Farallones y Cerro Plateado, se emplazaron tardío y el Mioceno. Además, durante este en el Bloque de la cordillera Occidental período el bloque sufrió varios fallamientos Norte, el cual sufrió varios fallamientos y y deformaciones; estas deformaciones en deformaciones durante el Cenozoico. El el Grupo Cañasgordas pudieron generar flanco occidental de este bloque hace parte localmente, por efectos dinámicos, del terreno Cuna (Toussaint & Restrepo, estructuras similares a las desarrolladas 1988) y en especial del arco magmático por metamorfismo dinamotérmico regional de Mandé de la cuenca del Atrato–San de bajo grado. Juan y la Serranía del Baudó. En gran parte corresponde a un bloque de material La cuenca del Atrato–San Juan hasta la oceánico sobre el cual se construyó, en el región de Urabá, corresponde a un sinclinorio borde este, el arco magmático de Mandé con más de 60.000 m de sedimentos compuesto por el Complejo Santa Cecilia marinos con edades comprendidas entre – La Equis, asociado espacialmente al el Cretácico Superior tardío y el Plioceno Batolito de Mandé, intruido por pórfido (Barlow, 1981; Duque–Caro, 1999 b). Para andesíticos – dacíticos con depósitos de este último autor, con base en el estudio Cu–Mo (Pantanos, Ramírez et al.,1979) o litoestratigráfico de la cuenca del Atrato, Cu–Au (Murindó, Guarín & Álvarez, 1977) la sutura del terreno Cuna o Bloque del de tipo diseminado; las edades isotópicas Chocó a la cordillera Occidental (Terreno recopiladas por Maya (1992) corresponden Calima de Toussaint & Restrepo, 1988) al Eoceno. tuvo lugar durante el Mioceno Medio, produciendo importantes acortamientos de Este conjunto define un arco de isla la corteza en todo el territorio colombiano del Paleógeno que ha sido descrito con
151 Geología y modelando los rasgos neotectónicos más corteza oceánica remanente sobre la cual sobresalientes de los Andes Colombianos. se depositaron los sedimentos del Grupo Dagua, los que empezaron a depositarse En el sector norte de la cordillera sobre la pendiente de la cuenca aledaña Occidental, se evidencia un nuevo período al continente constituyendo una secuencia de volcanismo a comienzos del Plioceno turbidítica, Formación Espinal, cuya fuente con el volcanismo del Páramo de Frontino se encontraba en el arco magmático y en y el Basalto de El Botón que estaría el continente. relacionado a la Orogenia Andina, la cual produjo fallamiento a lo largo del eje de Sobre la margen continental el apilamiento la cordillera, donde se localizó la actividad tectónico en el complejo acrecionario volcánica. produjo modificaciones en la pendiente de la fosa, originando una cuenca de frente En el Bloque Sur de la cordillera Occidental, de arco; esta cuenca denominada Cauca– las rocas más antiguas corresponden al Patía, tiene como basamento el complejo Grupo Diabásico o Formación Volcánica acrecionario de la litósfera oceánica y es de Aspden (1984) del Cretáceo Superior, elongada paralelamente a la fosa. En ella con algunos niveles de piroclastitas se inició una sedimentación de carácter y sedimentitas marinas intercaladas transgresivo en el Eoceno medio con la que serían el resultado de la acreción Formación Chimborazo, seguido de una progresiva de parte del plateau del sedimentación cíclica marina somera y Caribe por aproximación de la Placa transicional; formaciones Guachinte y Farallón al bloque continental (Nivia, Ferreira, posteriormente en la misma 2001). Durante este proceso continuo de cuenca se produce una sedimentación en acreción, por subducción, se formó un ambientes continentales por acumulación complejo acrecionario, Grupo Dagua, cuya de sedimentos gruesos granulares deformación fue el resultado de la imbricación simultáneamente con productos volcánicos de cuñas o escamas de fragmentos de y volcanoclásticos. corteza oceánica. Las características estructurales y estratigráficas de estas Aunque poco se conoce sobre la unidades en su deformación corresponden sedimentación durante el Paleógeno en la con la Orogenia Calima de Barrero (1979), costa Pacífica (Grupo Pacífico) según Pérez como resultado de un proceso continuo de (1980) se pueden reconocer dos ciclos presión por subducción y la formación del principales: uno inferior correlacionable complejo acrecionario. regionalmente con la Formación Chimborazo y otro del Eoceno medio – superior a Las rocas del Grupo Diabásico, de acuerdo Mioceno inferior que sería correlacionable con sus características geoquímicas, con el Grupo del Cauca (formaciones constituyen una asociación toleítica, en la Guachinte, Ferreira). cual la distribución de los elementos trazas y de tierras raras indican que corresponden El ciclo de actividad magmática del a fragmentos de plateau oceánicos afines Paleógeno estaría relacionado a una con el Caribe (Nivia, 2001). nueva zona de subducción, localizada al occidente, que genera un arco magmático Durante el Cretácico Superior, al occidente al cual se relacionan las plutonitas de de la protocordillera Occidental Sur, la Granodiorita de Piedrancha, cuerpos formada por la acreción de los basaltos correlacionables y rocas hipoabisales de de la Placa del Caribe al arco volcánico, se composición andesítica–dacítica; procesos originó una cuenca residual, pero sería la de fragmentación en las etapas finales
152 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano del emplazamiento de estos cuerpos (Cuenca Cauca–Patía) como en la llanura permitieron la acumulación, en algunos costera del Pacífico (formaciones Raposo, de ellos, de soluciones hidrotermales Mayorquín, Naya y Guapi). La deformación con sulfuros–oro, que pueden alcanzar y el levantamiento por tectonismo vertical, localmente concentraciones de interés hizo que algunas fallas de rumbo dextrales económico. Esta zona de subducción ha fueran reactivadas principalmente como controlado la generación de un magmatismo fallas con movimiento en sentido vertical. de margen continental activa hasta hoy, aunque se manifiesta en varios a través La configuración geomorfológica del del Mioceno y Plioceno, que corresponde Altiplano Nariñense (planchas 428 probablemente a una reorientación en el Túquerres y 447 Ipiales) y la región movimiento de las placas oceánicas y de de la llanura costera del Pacífico, es el Suramérica y su ángulo de convergencia resultado de la actividad volcánica en la (Pilger, 1983; Duncan & Hargraves, 1984) región Suroccidental a partir del Neógeno que está relacionado al movimiento de la tardío y especialmente a la de los volcanes Placa Farallones. Cumbal y Azufral, aunque puede incluir productos de otros volcanes o de antiguos Este sistema de subducción continúa centros volcánicos no identificados o que hasta hoy con la zona de Benioff al fueron destruidos. Esta actividad dio sur de Colombia buzando 30 – 35° en origen a depósitos lávicos y piroclásticos dirección S60°E por debajo de la margen de diferente naturaleza, que acumulados continental suramericana, tectónicamente o depositados sobre rocas de los Grupos activa (Pennington, 1981). El inicio de la Diabásico y Dagua suavizaron el paisaje Orogenia Andina en el sentido de Van der de la región y transportados a lo largo Hammen (1958), sería el resultado de este de las depresiones fueron acumulándose, nuevo régimen y con ella el inicio del nuevo para formar extensos abanicos para dar ciclo magmático que se extiende hasta la la configuración actual del área. Tanto actualidad. los depósitos volcanogénicos como los terrígenos están pobremente consolidados El ciclo magmático del Neógeno se inicia y no presentan deformación, pero el hace unos 20 Ma, con la intrusión del levantamiento de la cadena andina continúa Batolito de Anchicayá y los stocks de hasta hoy y como consecuencia de ello los Pance, Suarez, Tatamá, Tamaná y Torrá y depósitos están siendo erosionados. En continúa con pequeños plutones, algunos los valles de formación se acumulan los de los cuales se encuentran asociados con aluviones recientes que se interdigitan actividad volcánica. hacia las estribaciones de la cordillera Occidental con conos aluviales, quedando El levantameiento principal de los Andes en algunos casos levantados con respecto en Colombia ocurrió hacia el Miocceno al cauce actual, formando terrazas que a tardío– Plioceno temprano (Van der veces y en especial en la cuenca de los Hammen, 1958) y estuvo acompañado del ríos San Juan y Atrato contienen valores establecimiento de la cadena de volcanes apreciables de oro. andinos que se prolongan hacia el sur en el Ecuador; este volcanismo continúo en La zona litoral pacífica constituye un paisaje el Plioceno–Cuaternario y el levantamiento complejo dado los diferentes factores que y erosión en las cordilleras, permitió la han actuado a través del Holoceno sobre acumulación de depósitos potentes de ella y que varían en intensidad y frecuencia materiales clásticos y volcanoclásticos tanto generando patrones o modelos propios de entre las cordilleras Central y Occidental cada sector; desde el límite con Panamá
153 Geología hasta Cabo Corrientes la costa es alta y Tortugas y en el extremo norte de la Bahía acantilada, poco modificada por factores de Tumaco. El sistema de islas barrera, físicos, controlada litológicamente por presenta una amplia variedad de unidades rocas basálticas de la serranía del Baudó que incluye el frente de la costa (playa y y desde Cabo Corrientes hasta la frontera plataforma continental adyacente), las con Ecuador el litoral define una planicie bocanas y deltas de marea, llanuras de costero–aluvial inundable incisada por una manglar y la zona continental representada red de esteros y geomorfológicamente por colinas bajas y planicies aluviales. dominado por una cadena de islas barrera El prisma sedimentario que constituye sólo interrumpida por acantilados y bajos estas unidades está siendo moldeado por labrados en rocas sedimentarias como en el amplio rango mareal y las descargas los sectores de Juanchaco y Buenaventura, fluviales.
154 Investigación Integral del Andén Pacífico Colombiano
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