ACUERDO ESPECIFICO 046 / 2005

INSTITUTO COLOMBIANO UNIVERSIDAD NACIONAL DE GEOLOGÍA Y MINERÍA DE COLOMBIA INGEOMINAS SEDE BOGOTÁ

PROYECTO DE INVESTIGACIÓN GEOLÓGICA, SÍSMICA Y GEOTÉRMICA EN EL ALTIPLANO NARIÑENSE

TOMO I

MEMORIA EXPLICATIVA DE LA CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA Y GEOMORFOLÓGICA DEL ALTIPLANO NARIÑENSE

Bogotá, marzo de 2007

República de Colombia MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERIA INGEOMINAS

PROYECTO DE INVESTIGACIÓN GEOLÓGICA, SÍSMICA Y GEOTÉRMICA EN EL ALTIPLANO NARIÑENSE

ACUERDO ESPECÍFICO 046/2005

TOMO I

MEMORIA EXPLICATIVA DE LA CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA Y GEOMORFOLÓGICA DEL ALTIPLANO NARIÑENSE

Autores: Geólogo Alejandro Pinilla Ocampo Geóloga Paula Andrea Ríos Blandón Geóloga Bibiana Paola Rodríguez Ramos Geólogo Hernán Javier Roa Vargas Geólogo Freddy Alexander Ladino

Supervisión Técnica: Geólogo Juan Carlos Molano M. - Universidad Nacional Geólogo Carlos A. Vargas J. - Universidad Nacional Geólogo John J. Sánchez A. - Universidad Nacional Geólogo Pedro C. Patarroyo G. - Universidad Nacional Geólogo Bernardo Pulgarín - INGEOMINAS Geólogo Francisco Velandia - INGEOMINAS Ingeniero Rafael Cárdenas S. - INGEOMINAS

Bogotá, marzo de 2.007

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TABLA DE CONTENIDO

RESUMEN ...... 19 ASBTRACT...... 20 1 INTRODUCCIÓN ...... 21 2 GENERALIDADES ...... 22 2.1 OBJETIVO ...... 22 2.1.1 Localización y Vías De Acceso ...... 22 2.1.2 Población ...... 23 2.1.3 Fisiografía ...... 24 3 METODOLOGÍA...... 25 3.1 FASE 1: REVISIÓN DE LOS ANTECEDENTES BIBLIOGRÁFICOS Y ADQUISICIÓN DE MATERIAL ...... 25 3.2 FASE 2: FOTOINTERPRETACIÓN ...... 25 3.3 FASE 3: RECONOCIMIENTO DE LA ZONA DE ESTUDIO ...... 26 3.4 FASE 4: ESTUDIOS EN CAMPO ...... 27 3.5 FASE 5: ANÁLISIS E INTERPRETACIÓN DE RESULTADOS ...... 27 3.6 FASE 6: ELABORACIÓN DEL INFORME FINAL ...... 27 4 ANTECEDENTES BIBLIOGRÁFICOS ...... 28 5 TERMINOLOGÍA Y DEFINICIÓN DE UNIDADES ...... 31 5.1 INTRODUCCIÓN ...... 31 5.2 DEFINICIÓN DE LAS UNIDADES ...... 35 5.3 TERMINOLOGÍA...... 38 5.3.1 Calderas ...... 38 5.3.2 Lavas ...... 39 5.3.3 Domos ...... 40 5.3.4 Flujos y oleadas piroclásticas ...... 42 5.3.5 Ignimbritas ...... 45 5.3.6 Avalanchas de escombros ...... 46 5.3.7 Depósitos de flujos de escombros y de flujos de corriente caracterizados por su dominante composición volcánica ...... 47 5.3.8 Depósitos de Caída Piroclástica ...... 49 6 GEOMORFOLOGÍA ...... 51 6.1 CARACTERIZACIÓN GEOMORFOLÓGICA GENERAL DEL ALTIPLANO NARIÑENSE ...... 52 6.2 UNIDADES DE ORIGEN VOLCÁNICO ...... 52 6.2.1 Subunidad Planicie Túquerres – Cumbal (Ptc) ...... 54 6.2.2. Subunidad Colinas Bajas al oriente del Volcán Cumbal (Cbovc) ...... 54

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6.2.3. Subunidad Colinas Bajas Guaitarilla – Ipiales – Chiles (Cbgich) ...... 57 6.2.4. Subunidad Edificios Volcánicos Recientes (Evr) ...... 58 6.2.5.Subunidad Edificios Volcánicos Antiguos (Eva) ...... 59 6.3 UNIDADES DE ORIGEN DENUDACIONAL...... 60 6.3.1 Subunidad Depósitos de detritos y pendiente (Ddp) ...... 61 6.3.2 Subunidad Bloques de Deslizamiento Combinado (Bdc) ...... 62 6.3.3 Subunidad Cicatrices de deslizamiento ...... 63 6.4 UNIDADES DE ORIGEN FLUVIAL Y LACUSTRE ...... 64 6.4.1 Subunidad Depósitos de Terraza Aluvial Reciente (Dtar) ...... 64 6.4.2 Subunidad Formas Lacustres de Cumbal. (Flc) ...... 65 6.4.3 Subunidad Cañón Río Guáitara - Río Sapuyes (Cgs) ...... 66 6.4.4 Subunidad Depósitos de Terrazas Antiguas del Río Guáitara (Dtarg) ...... 67 7 ESTRATIGRAFÍA ...... 69 7.1 LAVAS ANDESÍTICAS DEL RÍO GUÁITARA (N2lagt) ...... 69 7.1.1 Litología...... 69 7.1.2 Posición Estratigráfica ...... 72 7.1.3 Edad...... 72 7.2 LAVAS ANDESÍTICAS DE LA LOMA COMBUJES (N2lac) ...... 73 7.2.1 Litología...... 73 7.2.2 Posición Estratigráfica ...... 74 7.2.3 Edad...... 74 7.3 LAVAS ANDESÍTICAS DE QUITASOL Y OLAYA (N2laqo) ...... 74 7.3.1 Litología...... 74 7.3.2 Posición Estratigráfica ...... 76 7.3.3 Edad...... 76 7.4 LAVAS ANDESÍTICAS DEL CUMBAL ANTIGUO (N2laca) ...... 76 7.4.1 Litología...... 76 7.4.2 Posición Estratigráfica ...... 77 7.4.1 Edad...... 77 7.5 LAVAS ANDESÍTICAS DE PAJABLANCA (N2lapb) ...... 78 7.5.1 Litología...... 78 7.5.2 Posición Estratigráfica ...... 79 7.5.3 Edad...... 80 7.6 LAVAS ANDESÍTICAS E IGNIMBRITAS DE POTOSÍ (N2laip)...... 80 7.6.1 Litología...... 81 7.6.2 Posición Estratigráfica ...... 84 7.6.3 Edad...... 84 7.7 IGNIMBRITAS Y LAVAS ANDESÍTICAS DEL RÍO SAPUYES (N2ilas) ...... 84 7.7.1 Litología...... 86 7.7.2 Posición Estratigráfica ...... 87 7.7.3 Edad...... 87 7.8 LAVAS ANDESÍTICAS DE MACAS (N2lam) ...... 87 7.8.1 Litología...... 87

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7.8.2 Posición Estratigráfica ...... 89 7.8.3 Edad...... 89 7.9 DEPÓSITOS DE FLUJOS PIROCLÁSTICOS DE LOS CHIRCOS (N2Qfpch) ...... 89 7.9.1 Litología...... 89 7.9.2 Posición Estratigráfica ...... 91 7.9.3 Edad...... 91 7.10 IGNIMBRITAS DE IMUÉS (N2Qii) ...... 91 7.10.1 Litología...... 92 7.10.2 Posición Estratigráfica ...... 94 7.10.3 Edad...... 94 7.11 DOMOS DE COLIMBA (N2Q1dc) ...... 95 7.11.1 Litología...... 95 7.11.2 Posición Estratigráfica ...... 96 7.11.3 Edad...... 96 7.12 LAVAS ANDESÍTICAS CORDADAS DEL VOLCÁN CUMBAL (N2Qlacc) ...... 96 7.12.1 Litología...... 97 7.12.2 Posición Estratigráfica ...... 97 7.12.3 Edad...... 97 7.13 LAVAS ANDESÍTICAS DE CERRO CRESPO – NASATE (Q1lacnn)...... 97 7.13.1 Litología...... 97 7.13.2 Posición Estratigráfica ...... 97 7.13.3 Edad...... 97 7.14 IGNIMBRITAS DEL VOLCÁN AZUFRAL (Q1ia)...... 98 7.14.1 Litología...... 98 7.14.2 Posición Estratigráfica ...... 98 7.14.3 Edad...... 99 7.15 DEPÓSITOS DE LOS VOLCANES CUMBAL Y CHILES (Q1dcch) ...... 99 7.15.1 Litología...... 99 7.15.1.1 Flujos de Escombros ...... 100 7.15.1.2 Flujos Piroclásticos...... 101 7.15.1.3 Depósitos de Caída Piroclástica (depósito edafizado) ...... 102 7.15.2 Posición Estratigráfica ...... 103 7.15.3 Edad...... 103 7.16 DEPÓSITOS VOLCÁNICOS DE LAS LAJAS (Q1dl) ...... 104 7.16.1 Litología...... 104 7.16.2 Posición Estratigráfica ...... 107 7.16.3 Edad...... 107 7.17 FLUJOS DE ESCOMBROS DEL RÍO BOQUERÓN (Q1feb) ...... 108 7.17.1 Litología...... 108 7.17.2 Posición Estratigráfica ...... 110 7.17.3 Edad...... 110 7.18 FLUJOS DE ESCOMBROS DE LA QUEBRADA LA RASTRA (Q1fer) ...... 110 7.18.1 Litología...... 111 7.18.2 Posición Estratigráfica ...... 112

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7.18.3 Edad...... 112 7.19 DEPÓSITOS VOLCÁNICOS DE RUMICHACA (Q1dr) ...... 113 7.19.1 Litología...... 113 7.19.2 Posición Estratigráfica ...... 116 7.19.3 Edad...... 116 7.20 FLUJOS DE ESCOMBROS DE LA CHORRERA (Q1fech) ...... 117 7.20.1 Litología...... 117 7.20.2 Posición Estratigráfica ...... 118 7.20.3 Edad...... 118 7.21 DEPÓSITOS PIROCLÁSTICOS DEL VOLCÁN AZUFRAL, UNIDAD TÚQUERRES (Q2spa1)...... 119 7.21.1 Litología...... 120 7.21.2 Posición Estratigráfica ...... 121 7.21.3 Edad...... 122 7.22 DEPÓSITOS DE CAÍDA PIROCLÁSTICA DE ALPÁN (Q2dcpa) ...... 122 7.22.1 Litología...... 122 7.22.2 Posición Estratigráfica ...... 123 7.22.3 Edad...... 123 7.23 DEPÓSITOS DE FLUJOS Y OLEADAS PIROCLÁSTICAS DEL VOLCÁN AZUFRAL. UNIDADES LA CALERA, LA CORTADERA Y EL ESPINO (Q2spa2) ...... 123 7.23.1 Litología...... 123 7.23.2 Posición Estratigráfica ...... 125 7.23.3 Edad...... 125 7.24 DEPÓSITOS DE FLUJOS Y OLEADAS PIROCLÁSTICAS DEL VOLCÁN AZUFRAL. UNIDADES LA CORTADERA Y EL ESPINO (Q2spa3)...... 125 7.24.1 Litología...... 126 7.24.2 Posición Estratigráfica ...... 127 7.24.3 Edad...... 127 7.25 DEPÓSITOS DE FLUJOS PIROCLÁSTICOS DE BLOQUES Y CENIZAS DEL VOLCÁN AZUFRAL, UNIDAD EL CARRIZO (Q2spa4) ...... 127 7.25.1 Litología...... 128 7.25.2 Posición Estratigráfica ...... 128 7.25.3 Edad...... 128 7.26 DEPÓSITOS CUATERNARIOS DE DETRITOS Y PENDIENTE (Q2dp) ...... 128 7.26.1 Posición Estratigráfica ...... 128 7.26.2 Edad...... 128 7.27 DEPÓSITOS INCONSOLIDADOS DE PILCUÁN (Q2dip) ...... 128 7.27.1 Litología...... 129 7.27.2 Posición Estratigráfica ...... 130 7.27.3 Edad...... 130 7.28 DEPÓSITOS LACUSTRES (Q2dl) ...... 130 7.28.1 Posición Estratigráfica ...... 130 7.28.2 Edad...... 130

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7.29 DEPÓSITOS DE FLUJO DE ESCOMBROS HIPERCONCENTRADOS DE RÍO CHIQUITO (Q2dfehch) ...... 131 7.29.1 Litología...... 131 7.29.2 Posición Estratigráfica ...... 132 7.29.3 Edad...... 132 7.30 DEPÓSITOS ALUVIALES RECIENTES (Q2dar) ...... 132 7.30.1 Litología...... 133 7.30.2 Posición Estratigráfica ...... 133 7.30.3 Edad...... 133 7.31 DEPÓSITOS TERRAZA ALUVIAL RECIENTE (Dtar)...... 134 7.31.1 Litología...... 134 7.31.2 Posición Estratigráfica ...... 135 7.31.3 Edad...... 135 7.32 BLOQUES DE DESLIZAMIENTO COMBINADO (Bdc) ...... 135 7.32.1 Litología...... 136 7.32.2 Posición Estratigráfica ...... 136 7.32.3 Edad...... 136 7.33 CORRELACIÓN DE LAS UNIDADES LITOESTRATIGRAFICAS ...... 136 8 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL...... 139 8.1 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL...... 140 8.1.1 Falla Cali – Patía ...... 140 8.1.2 Falla Silvia - Pijao ...... 140 8.1.3 Falla del Guáitara ...... 141 8.2 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL LOCAL ...... 141 8.2.1 Fallas ...... 141 8.2.1.1 Falla Río Blanco ...... 141 8.2.1.2 Falla Cali – Patía ...... 141 8.2.1.3 Falla de Guachucal ...... 143 8.2.1.4 Falla Calpután ...... 143 8.2.1.5 Falla sin clasificar en medio de Túquerres y Ospina ...... 144 8.2.1.6 Falla Imbula ...... 144 8.2.1.7 Falla Gualmatán ...... 144 8.2.1.8 Falla del Río Boquerón ...... 144 8.2.1.9 Falla Iles ...... 144 8.2.1.10 Falla sin clasificar (río Sapuyes) ...... 144 8.2.1.11 Falla del Río Guáitara...... 146 9 EVOLUCIÓN HISTORICA ...... 148 10 CARACTERIZACIÓN HIDROGEOLÓGICA PRELIMINAR DE LAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS ...... 161 10.1 DEFINICIONES ...... 161 10.1.1 Acuíferos ...... 161 10.1.2 Acuitardos ...... 161 10.1.3 Acuicierres...... 161 10.1.4 Acuifugas ...... 162

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10.2 CLASIFICACIÓN DE LOS ACUIFEROS ...... 162 10.2.1 Acuíferos Libres ...... 162 10.2.2 Acuíferos Confinados...... 162 10.2.3 Acuíferos semiconfinados ...... 163 10.3 CARACTERIZACIÓN HIDROGEOLÓGICA PRELIMINAR DE LAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS CON POSIBILIDADES DE EXTRACCIÓN DE AGUA SUBTERRÁNEA EN EL ALTIPLANO NARIÑENSE...... 163 10.3.1 Zonas sin potencial hidrogeológico ...... 163 10.3.2 Zona con bajo potencial hidrogeológico...... 165 10.3.3 Zona con medio potencial hidrogeológico ...... 165 10.3.4 Zona con alto potencial hidrogeológico...... 166 11 CONCLUSIONES ...... 167 REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS ...... 171

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LISTA DE FIGURAS

Figura 1. Representación esquemática de las características geomórficas, sedimentológicas y estratigráficas de las condiciones Sin-eruptivas e Inter-eruptivas en una cuenca fluvial. (Tomado de Smith 1991)...... 34 Figura 2. Esquema que muestra las relaciones genéticas de fenómenos volcánicos y la generación de avalanchas de escombros, depósitos de flujos de escombros, flujos hiperconcentrados y de corriente. Los principales procesos de transporte y acumulación de sedimentos están arreglados verticalmente en el centro, de acuerdo a la relación sedimento – agua en el flujo que se mueve. Estos procesos pueden estar relacionados unos a otros por efectos de dilución o incorporación de sedimentos. Los procesos que pueden liberar grandes volúmenes de agua, o de sedimento, o de ambos, están representados en la cima del diagrama. Las rutas dibujadas a lo largo de las márgenes del esquema indican los tipos de fenómenos de flujo que se pueden esperar dependiendo del grado de dilución o incorporación de sedimentos (Modificado de Pulgarín, 2000 en Herrera & López 2003)...... 37 Figura 3. Representación que muestra los diferentes tipos de domos: Exógeno: en el que magma arrojado llega a la superficie. Endógeno: que crece en forma de pistón. Espina: se enfría en el conducto volcánico. (Tomado de Macías & Capra 2005)...... 42 Figura 4. Estructuras sindepositacionales llamadas Sandwave Beds relacionadas con las diferentes proporciones de sedimento en la facies fluida gaseosa y la energía relacionada con el proceso depositacional de la oleada. (Tomada de Arnosio, 2006) ...... 44 Figura 5. Afloramientos de Ignimbritas en el sentido en las cuales se aprecia el cambio de coloración en las pómez que pasan de blanco, a marrón y finalmente a negro (señalado por las flechas) debido al soldamiento del depósito (Arnosio, 2006)...... 46 Figura 6. Una avalancha de escombros escurre ladera debajo de un volcán hacia el fondo del valle. Muchas avalanchas de escombros se convierten en flujos de escombros y viajan decenas de kilómetros desde el volcán. Nótese la forma de herradura del cráter en el lado del volcán el cual es la cicatriz creada por la avalancha. (Esquema realizado por B. Myers. Tomado del Glosario Fotográfico del USGS) ...... 47 Figura 7. Correlación estratigráfica de las unidades litoestratigráficas en la que se muestra las relaciones espacio temporal entre cada una de ellas y en distintas localidades dentro de la zona de estudio...... 138 Figura 8. Modelo de depositación sin eruptiva con enriquecimiento en material volcánico. Tomado de Herrera y López (2003) ...... 152 Figura 9. Esquema del Modelo Depositacional propuesto para el sector de Ipiales – Las Lajas para el Piacenciano – Gelasiano. En el se muestra el dominio de las facies volcánicas sobre las sedimentarias, no obstante se conserva un remanente de esta actividad reflejado en las posibles barras de gravas y flujos de escombros. Tomado de Herrera & López (2003)...... 154

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LISTA DE FOTOS

Foto 1: Caldera Aniakchak formada durante una enorme erupción explosiva que arrojó más de 50 km3 de magma hace 3450 A.P. La caldera es de 10 km de diámetro y entre 500 y 1000 m de profundidad. Las erupciones posteriores formaron domos, anillos de ceniza y hoyos de explosión. (Fotografía capturada por M. Williams. Tomado del Glosario Fotográfico del USGS)...... 38 Foto 2. Flujo de lava A, a emplazado sobre un depósito antiguo de lavas Pahoehoe, en cercanías a la costa del Volcán Kilauea, Hawai’i. (Tomado del Glosario Fotográfico del USGS)...... 39 ...... 40 Foto 3. Dedos de lava Pahoehoe que avanzan sobre una vía en Kalapana al lado este de la zona de rift del Volcán Kilauea, Hawai’i. (Fotografía capturada por J. D. Griggs. Tomado del Glosario Fotográfico del USGS)...... 40 Foto 4. Domo volcánico en el tope del cráter del Volcán Novarupta, en el Valle de los Diez Mil Fuegos, en la reserva y Parque Nacional Katmai, Alaska. El domo fue eruptado en el mismo cráter que arrojó aproximadamente 15 km3 de magma en una enorme erupción explosiva en 1912. (Fotografía capturada por T. P. Miller. Tomado del Glosario Fotográfico del USGS)...... 41 Foto 5. Emplazamiento de un flujo piroclástico en el fondo del valle y su nube acompañante. (Fotografía capturada por J. Mathew. Tomada de la Universidad de Maryland)...... 43 Foto 6. Depósito de flujo piroclástico localizado en los jardines de Poseidón, en la isla de Ischia dominada por el monte Epomeo, cerca de la costa de Nápoles. Este depósito indica la naturaleza violenta de los flujos piroclásticos y la turbulencia y posible deformación dentro de estos elementos volcánicos. Estas capas suaves fueron depositadas hace 10.000 años y deformadas por el proceso de emplazamiento del flujo piroclástico. (Fotografía capturada por Patrick. Fox Lane High School)...... 43 Foto 7. Emplazamiento de un flujo de escombros a partir de un evento lahárico en el Volcán Merapi en la isla de Java, Indonesia. Nótese la densidad de la fase fluida y el tamaño de los bloques arrastrados por el depósito. (Levigne et al., 2006)...... 48 Foto 8. Imagen que muestra que el proceso de emplazamiento de depósitos de caída piroclástica del volcán Etna en Nápoles. Nótese la columna eruptiva eyectada del cráter y el posterior colapso del material piroclástico sobre las construcciones. (Fotografía. Tomada de Viramonte, 2006)...... 50 Foto 9. En el centro de la fotografía se aprecia la Planicie Túquerres – Cumbal desde el Volcán Olaya. En la parte baja se observa el municipio de Túquerres y en el extremo oriental, los Domos de Colimba. La imagen está orientada este – oeste (Fotografía por P. A. Ríos)...... 56 Foto 10. Paisaje generalizado de la subunidad Colinas bajas al este del Volcán Cumbal (en el centro de la imagen). Nótese la suavidad de las geoformas y la poca diferencia de altura entre las crestas, valles y la baja incisión del drenaje. La fotografía fue tomada desde la subunidad Edificios Volcánico antiguos. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por A. Pinilla)...... 56

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Foto 11. Paisaje generalizado de la subunidad Colinas bajas Guaitarilla – Ipiales – Chiles. Nótese la suavidad de las geoformas y la poca diferencia de altura entre las crestas y los valles. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía por A. Pinilla)...... 57 Foto 12. En primer plano el Volcán Cumbal, donde se aprecia el tipo de laderas, la forma de las crestas montañosas, se infiere la longitud de las laderas y se nota el grado de inclinación de las pendientes. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía por A. Pinilla)...... 58 Foto 13. Vista desde el sur de los Domos de Colimba. (En primer plano) Nótese el contraste con la topografía de la planicie Túquerres – Cumbal. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por A. Pinilla)...... 59 Foto 14. Morfología general del Volcán Olaya en la plancha 428 – IV - B (Estación 599). Se aprecia en primer plano el volcán y en los extremos de la imagen, depósitos piroclásticos asociados con la actividad del Volcán Azufral. La imagen está orientada este - oeste (Fotografía por P. A. Ríos)...... 60 Foto 15. En el centro se aprecia el remanente caldérico de Imués en el sector norte. Nótese los bordes de la estructura y la abertura orientada hacia la esquina inferior izquierda por donde se observa el derrame de los depósitos piroclásticos. La imagen está orientada norte – sur. (Fotografía por A. Pinilla)...... 60 Foto 16. Vista de la ladera sur del remanente caldérico de Imués en la que se aprecian los diferentes depósitos dejados por los procesos de remoción en masa. Al tope se aprecia un sector conocido como “La loma Combujes”. La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por A. Pinilla) ...... 61 Foto 17. Aspecto general de un depósito de pendiente en el sector occidental de la zona de estudio. Nótese la angularidad de los fragmentos rocosos involucrados en los depósitos. La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por A. Pinilla)...... 62 Foto 18. Serie de deslizamientos antiguos que se reactivan hasta formar la topografía donde se desarrolla la población de Pilcuán. Nótese que los escarpes se insinúan hasta la parte superior de la montaña. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía por P. A. Ríos)...... 63 Foto 19. Serie de cicatrices antiguas de deslizamiento al norte de la población de Pilcuán. Nótese el tamaño variable de cada cicatriz. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por A. Pinilla)...... 64 Foto 20. Terrazas aluviales en la parte media - baja del cañón del río Sapuyes. Nótese que se desarrollan diferentes niveles. La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por P. A. Ríos)...... 65 Foto 21. Aspecto general de la Laguna Cumbal. Nótese las zonas planas aledañas al nivel actual del agua, las cuales fueron cartografiadas como depósitos lacustres. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía capturada por A. Pinilla)...... 66 Foto 22. Parte media del cañón del río Sapuyes. Nótese la alta incisión del río, la irregularidad, gran longitud y el patrón de drenaje subparalelo del drenaje que discurre por la ladera. Al fondo, flanco sur del remanente caldérico de Imués. La imagen está orientada norte – sur (Fotografía por A. Pinilla)...... 66 Foto 23. Fotografía del cañón del río Guáitara en inmediaciones al corregimiento de Pilcuán. Nótese la amplia abertura del cañón, la gran longitud, forma irregular de las

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laderas, el nivel de terraza por represamiento antiguo del río y la formación de terrazas aluviales recientes. La imagen está orientada este – oeste (Fotografía por P. A. Ríos).... 67 Foto 24. Terraza antigua en el río Guáitara. Se asocia con antiguos represamientos y desborde del cauce del río. Nótese la altura del nivel de terraza que excede los 10 m. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por P. A. Ríos)...... 68 Foto 25. Se observa el aspecto fibroso y los xenolitos de las lavas Andesíticas del río Guáitara aflorantes en la vereda El Cid. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por P. A. Ríos) ...... 70 Foto 26. Lavas Andesíticas aflorantes en la vereda El Cid con alta proporción de diaclasas laminares por enfriamiento, fracturamiento y textura brechoide de color rojizo en la parte superior. La imagen está orientada sureste – noreste (Fotografía por P. A. Ríos) ...... 71 Foto 27. Diaclasas laminares por enfriamiento, aflorantes en el Cerro Gordo (municipio de Guaitarilla). La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por P. A. Ríos)..... 72 Foto 28. Se observa la morfología abrupta de las Lavas de La Loma Combujes, relacionada con paredes verticales que generan altas pendientes. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por P. A. Ríos) ...... 73 Foto 29. Diaclasas por enfriamiento y tectonismo en las lavas andesíticas aflorantes en el páramo de Quitasol. La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por P. A. Ríos) ...... 75 Foto 30. Lavas aflorantes en el sector Machines (municipio de Cumbal), en las cuales se observan los flujos de lavas y brechas de techo. La imagen está orientada suroeste - noreste (Fotografía por A. Pinilla)...... 77 Foto 31. Muestra de mano, en la cual se observa la textura vesiculada de la lava. (Fotografía por P. A. Ríos) ...... 78 Foto 32. Flujos de lavas andesíticas del volcán Pajablanca con diaclasamiento columnar por enfriamiento, aflorante en la vereda Consuelo de Chillanquer (vía vereda Consuelo de Chillanquer – municipio de Sapuyes) La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por A. Pinilla)...... 79 Foto 33. Sucesión de depósitos de caída piroclástica intercalados con paleosuelos, del Volcán Pajablanca, localizados en la vereda Casa Fría. La imagen está orientada noreste – suroeste (Fotografía por A. Pinilla)...... 80 Foto 34. Lavas basales de composición andesítica aflorantes en el santuario de Las Lajas, a nivel del río Guáitara. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por A. Pinilla)...... 81 Foto 35. (a) Depósito de flujo de escombros clasto soportado emplazados en caliente y adosado a la pared de la ignimbrita. (b) Detalle de una de las bombas volcánicas presentes dentro del flujo de escombros. La imagen está orientada este – oeste y el afloramiento se ubica en el Santuario de Las Lajas (Fotografía por A. Pinilla)...... 82 Foto 36. Lavas andesíticas con alta proporción de diaclasas laminares por enfriamiento, observadas en el Santuario de Las Lajas. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por A. Pinilla)...... 82

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Foto 37. Flujo piroclástico cuya matriz muestra una coloración rojiza por alteración, aflora en la margen izquierda aguas abajo del río Sapuyes en la vía municipio de Túquerres- El Pedregal. La imagen está orientada este – oeste (Fotografía por P. A. Ríos)...... 86 Foto 38. Cantera de Macas, se observan los flujos de lavas y las brechas de base y techo que tienen una coloración rojiza, verde y violeta. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por A. Pinilla)...... 88 Foto 39. Depósito de canal aluvial dentro de uno de los niveles de depósitos de flujos piroclásticos de espesor métrico en la vía Puente Potosí – corregimiento de Las Lajas. La imagen está orientada noreste - suroeste (Fotografía por A. Pinilla)...... 89 Foto 40. Fragmentos de pómez aplastada (estructura fiamme), observadas en los depósitos de flujos piroclásticos soldados, aflorantes en la vía caserío El Pedregal – vereda Santa Rosa. (Fotografía por A. Pinilla)...... 92 Foto 41. Depósito de flujo de piroclástico con clastos subangulares de lavas porfiríticas grises, aflorantes en la quebrada La Chorrera. La imagen está orientada norte – sur (Fotografía por P. A. Ríos) ...... 93 Foto 42. Panorámica de uno de los Domos de Colimba, que resaltan en el paisaje del altiplano Nariñense. La imagen está orientada sureste - noroeste (Fotografía por A. Pinilla)...... 95 Foto 43. Se observa la coloración roja en las lavas y el alto grado de fracturamiento. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por A. Pinilla)...... 96 Foto 44. Se observa el diaclasamiento columnar en las ignimbritas que le otorgan el aspecto de una lava debido a su alto grado de compactación. La imagen está orientada norte – sur. (Fotografía por A. Pinilla)...... 99 Foto 45. Sucesión de flujos de escombros y flujos piroclásticos aflorantes en la cantera de la vía Panán – Chiles. La imagen está orientada suroeste – noreste. (Fotografía por A. Pinilla)...... 101 Foto 46. Depósito de flujos piroclásticos suprayacido por los depósitos de caída piroclástica edafizado. La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por A. Pinilla)...... 102 Foto 47. Depósito de caída piroclástica edafizado, que suprayaciendo discordantemente al depósito de flujo piroclástico. La imagen está orientada noreste – suroeste. (Fotografía por A. Pinilla)...... 103 Foto 48. Intercalaciones de depósitos piroclásticos con intervención de canales aluviales en el sector de Las Lajas (a) y depósitos de flujo piroclástico y oleadas piroclásticas en el sector de la vereda Miraflores (b). Las imágenes están orientadas: (a) noreste - suroeste (b) sureste – noroeste (Fotografía por A. Pinilla) ...... 105 Foto 49. Fotografía de una Pinnularia Gibba (diatomea) a 4000 aumentos obtenida de una muestra colectada en cercanías a la frontera con Ecuador. La imagen fue lograda por microscopia electrónica de barrido en los laboratorios de la Universidad Nacional, sede Bogotá. El gas residual en el interior del microscopio es vapor de agua y la muestra no está metalizada. (Fotografía por A. Pinilla)...... 105 Foto 50. Improntas de hojas en un depósito retrabajado asociado a los Depósitos Volcánicos de Las Lajas, aflorante en la vía que de Puente Alto conduce a la Inspección de Policía de San Juan. (Fotografía por A. Pinilla)...... 106

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Foto 51. Se observan las estructuras de licuefacción (a) y desplazamientos en sentido normal observados en depósitos de oleadas piroclásticas (b). (Fotografía por A. Pinilla) ...... 107 Foto 52. Flujos de escombros matriz soportados aflorantes en la vía que del Molino Diana conduce al municipio de Contadero La imagen está orientada suroeste - noreste. (Fotografía por P. A. Ríos) ...... 109 Foto 53. Depósitos de canales aluviales dentro del depósito de Flujo de Escombros del río Boquerón. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por P. A. Ríos) ..... 109 Foto 54. Depósitos de flujo de Escombros aflorantes en los alrededores de la quebrada La Chorrera. La imagen está orientada oeste - este (Fotografía por P. A. Ríos)...... 112 Foto 55. Nivel inferior de los depósitos de caída piroclástica aflorantes en los alrededores de la vereda Ospina Pérez, con un espesor de 7 m. La imagen está orientada sureste – noroeste (Fotografía por A. Pinilla)...... 114 Foto 56. Detalle del depósito de caída piroclástica con líneas de enriquecimiento de materia orgánica en los alrededores del municipio de Gualmatán. La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por A. Pinilla)...... 115 Foto 57. Afloramiento correspondiente al Flujo de Escombros de La Chorrera en la cantera del Divino Niño. La imagen está orientada suroeste - noreste (Fotografía por A. Pinilla)...... 117 Foto 58. Detalle del flujo de escombros en la Cantera del Divino Niño (vereda Los Arrayanes, municipio de Ospina). La imagen está orientada sur - norte (Fotografía por B. P. Rodríguez)...... 119 Foto 59. Intercalación de depósitos de Flujo Piroclástico aflorantes en la vía caserío Chirristés – caserío El Pedregal. La imagen está orientada sur - norte (Fotografía por P. A. Ríos)...... 121 Foto 60. Depósitos de avalanchas de escombros “Hummocks” observados en la vía que del municipio de Cumbal conduce al sector de El Espino. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por A. Pinilla)...... 124 Foto 61. Detalle del depósito de Avalancha de Escombros observado en uno de los “Hummocks” presentes en la vía municipio de Cumbal – sector El Espino. La imagen está orientada norte – sur (Fotografía por A. Pinilla)...... 124 Foto 62. Cantera San Luís El Espino, donde se observa la intercalación de los depósitos de flujo piroclástico con material vegetal carbonizado. Vía municipio de Cumbal – sector El Espino. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por B. P. Rodríguez)...... 125 Foto 63. Detalle de afloramiento compuesto por la intercalación de flujos piroclásticos de color gris claro y oleadas piroclásticas en la vía que del sector de El Espino conduce a la vereda Chimangual. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por A. Pinilla). . 126 Foto 64. Terrazas correspondientes a los Depósitos Inconsolidados de Pilcuán, los cuales se observan en la vía caserío El Pedregal – inspección de policía de San Juan. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por P. A. Ríos)...... 129 Foto 65. Geomorfología plana asociada a los Depósitos Lacustres que se observan en la Laguna Cumbal. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía por A. Pinilla)...... 131

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Foto 66. Flujo de escombros clasto soportados aflorante en la vía que del municipio de Cumbal conduce a la Laguna Cumbal. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por A. Pinilla) ...... 132 Foto 67. Depósitos de terraza aluvial y de Barras laterales en el río Carchi (Río Guáitara) en la frontera con Ecuador. La imagen está orientada norte – sur (Fotografía por A. Pinilla)...... 133 Foto 68. Detalle de un depósito de terraza aluvial reciente aflorante en el caserío El Pedregal. La imagen está orientada norte – sur (Fotografía por A. Pinilla)...... 134 Foto 69. Bloque deslizado en el sector del caserío Pilcuán en la vía panamericana, foto tomada en la vía que conduce al municipio de Funes. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía por A. Pinilla) ...... 135 Foto 70: Zona de intenso brechamiento asociado al paso de la falla de Guachucal en el costado occidental del Volcán Pajablanca en cercanías al municipio de Sapuyes. La imagen está orientada noreste – suroeste (Fotografía por A. Pinilla) ...... 143 Foto 71. Desplazamiento en buzamiento de capas de depósitos volcánicos en la vereda Miraflores del municipio de Gualmatán. Este desplazamiento se asocia con la actividad de la falla Gualmatán. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía por A. Pinilla) ...... 145 Foto 72. Sector en la parte baja del río Sapuyes que presenta control estructural y se correlaciona con geoformas aisladas aguas arriba y un espejo estriado de falla que presenta igual orientación: N41ºW/71ºE La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por A. Pinilla)...... 145 Foto 73. Espejo estriado de falla que presenta una dirección N41ºW/71ºE, una aparente dirección de movimiento normal – dextral y las estrías tienen un pitch de 115º. (Fotografía por A. Pinilla) ...... 146 Foto 74. Afloramiento de depósitos volcánicos (que fueron descritos en la estratigrafía) en la vía que de Ipiales conduce a Las Lajas, se encuentran fallados en estructuras de “horst y graben”, lo cual se puede interpretar como evidencia de tectónica distensiva en el sector, asociada con la Falla del río Guáitara. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por P. A. Ríos)...... 147

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LISTA DE TABLAS

Tabla 1: Coordenadas que delimitan el sector rectilíneo del polígono que enmarca la zona de estudio ...... 22 Tabla 2: Proyección de la población habitante del Altiplano Nariñense discriminada por cabecera municipal y población rural proyectada al año 2005. Fuente: DANE – Colombia. Proyecciones de población. Estudios censales...... 24 Tabla 3: Listado de los nombres de las planchas IGAC con las bases topográficas y la escala de cada una de ellas empleadas en este estudio...... 26 Tabla 4: Relación de los vuelos, el año, escala y número de fotografías aéreas empleadas en la fotointerpretación llevada a cabo en este estudio...... 26 Tabla 5. Lista de los índices de inclinación de las laderas (Carvajal & Barreto, 2005) ...... 51 Tabla 6. Tabla con las diferentes variables y sus variables tenidas en cuenta para el análisis y descripción de las subunidades geomorfológicas aflorantes en el Altiplano Nariñense...... 53

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LISTA DE MAPAS

Mapa 1. Localización de la zona de estudio respecto al suroeste colombiano. Adicionalmente se muestran algunas localidades y volcanes de importancia...... 23 Mapa 2. Distribución de los volcanes actuales y antiguos localizados en el Altiplano Nariñense, en el cual se observa la ubicación de los volcanes Azufral, Cumbal, Chiles y Pajablanca...... 55 Mapa 3. Distribución de los volcanes localizados en el arco volcánico Ecuatoriano (Tomada de Cities on Volcanoes 4, 2006) ...... 85 Mapa 4: Mapa generalizado de fallas con evidencias en afloramiento de la zona de estudio...... 142 Mapa 5. Reconstrucción paleogeográfica de la zona de estudio hace aproximadamente 4.6 m.a. Se plantea la existencia de las principales fuentes de la zona, un basamento Cretácico cuya extensión areal es incierta y una cobertura piroclástica incipiente en el sur con posible continuidad hacia el Ecuador. (1) Basamento. (2) Lavas del Guáitara. (3) Volcán Olaya. (4) Caldera de Imués. (5) Volcán Cumbal Antiguo. (6) Volcán Pajablanca. (7) Cobertura Piroclástica. El origen de las Lavas del Guáitara es incierto aun ya que no se cuentan con elementos que relacionen o separen su génesis con el Volcán Pajablanca o con el Remanente Caldérico de Imués...... 151 Mapa 6. Reconstrucción paleogeográfica para el Pleistoceno Inferior. (1) Basamento Cretácico, (2) Lavas Andesíticas del Guáitara, (3) Lavas Andesíticas de Quitasol y Olaya, (4) Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo, (5) Lavas Andesíticas de Cerro Crepo – Nasate, (6) Lavas Andesíticas de La Loma Combujes, (Componente lávico del Remanente Caldérico de Imués) (7) Lavas Andesíticas del Pajablanca, (8) Ignimbritas y Lavas Andesíticas del Río Sapuyes, (9) Ignimbrita de Imués, (10) Depósitos volcánicos de Las Lajas, (11) Flujos de escombros provenientes de los volcanes Cumbal y Chiles, (12) Espejos de agua, (13) Lavas Cordadas del volcán Cumbal...... 156 Mapa 7. Distribución actual de las unidades litoestratigráficas y los principales elementos estructurales sobre un mapa de relieve sombreado que da la configuración actual de la topografía y su relación con los elementos geológicos. Ver mapa geológico (anexos 4 y 5)...... 158 155

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LISTA DE ANEXOS

ANEXO 1. Mapa de Estaciones de Campo y Muestreo Altiplano Nariñense (1)

Mapa de Estaciones de Campo y Muestreo Altiplano Nariñense (2)

ANEXO 2. Mapa Geomorfológico Escala 1:100.000.

ANEXO 3. Mapas Geomorfológicos Escala 1:25.000.

ANEXO 4. Mapa Geológico Escala 1:100.000.

ANEXO 5. Mapas Geológicos Escala 1:25.000.

ANEXO 6. Mapa de Unidades Litoestratigráficas Potenciales de Ocurrencia de Agua Subterránea Escala 1:100.000.

ANEXO 7. Columnas estratigráficas medidas en campo.

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RESUMEN

Este informe presenta el resultado de la investigación cartográfica de superficie adelantada en el Altiplano Nariñense. Consta de elementos relacionados con la localización y fisiografía de la zona que incluye descripciones de la población y de sus vías de acceso. En la metodología del proceso investigativo se describen las fases empleadas en el estudio y se hace una breve reseña de los principales trabajos referentes a la cartografía geológica del altiplano. Se menciona como se describieron las unidades litológicas, la terminología empleada en la descripción de cada una de ellas y se realiza la caracterización de las unidades geomorfológicas de origen volcánico, denudacional, fluvial y lacustre. La geología se trata a partir de la descripción de la litología, posición estratigráfica, edad y correlación de las unidades litoestratigráficas. En el contexto estructural se discuten un marco regional y otro local en el que se tratan las fallas, diaclasas, lineamientos y con la reunión de los elementos conceptuales, geomorfológicos, geológicos y estructurales se elabora una propuesta de evolución histórica del área de estudio. La caracterización hidrogeológica preliminar se plantea a partir de la delimitación de unidades de este proyecto, se tratan las definiciones empleadas, su clasificación y se proponen zonas sin potencial, con bajo potencial, con medio potencial y con alto potencial hidrogeológico en el Altiplano Nariñense.

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ABSTRACT

This report presents the result of the investigation on geological mapping executed in the Altiplano Nariñense. It consists of elements related with located and physiography of the zone that includes population and access roads descriptions. Phases employed describe the methodology of the research process in the study and a brief overview of the main developments concerning the geological mapping of the Altiplano Nariñense is. Is mentioned as the lithological units was described, the terminology used in the description of each and characterization of geomorphological volcanic units, denudacional, fluvial and lacustrine origin is performed. Geology is elaborated from the description of the lithology, stratigraphic position, age and correlation of lithostratigraphic units. In the structural context a regional and a local framework are discussed, where the premises in which the faults, joints, alignments and conceptual, geomorphological, geological and structural elements is elaborated a historic evolution proposal of the study area. Preliminary hydrogeological characterization arises from the definition of units of this project, the definitions used are discussed, its classification proposed zones with hydrogeological low, medium and high potential in the Altiplano Nariñense.

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1 INTRODUCCIÓN

La Universidad Nacional de Colombia y el Instituto Colombiano de Geología y Minería, INGEOMINAS, en uso del Acuerdo Específico No. 046 de 2005 complementario al convenio de cooperación marco No. 007 de 1992, han desarrollado el “Proyecto de Investigación Geológica, Sísmica y Geotérmica en el Altiplano Nariñense”, del cual la cartografía geológica y geomorfológica de superficie es un componente fundamental. En ésta se estudiaron las unidades litológicas a escala 1:25.000 de 1.582 km2 de un sector al sur del departamento de Nariño, que sirve como insumo básico en la proposición de un modelo geológico integral para la exploración de aguas subterráneas en el Altiplano Nariñense.

El resultado de las labores investigativas del grupo de cartografía se ve plasmada en este informe, el cual se ha estructurado por capítulos secuenciales que muestran la metodología empleada para la realización del estudio, la revisión bibliográfica, la geomorfología, la estratigrafía de las unidades aflorantes y su evolución geológica. Además, se anexan las columnas estratigráficas medidas en las comisiones de campo, las descripciones en lupa binocular de las muestras, las tablas con la información sobre cada una de las estaciones realizadas en campo, los mapas geológicos, geomorfológicos y se propone una caracterización preliminar del potencial hidrogeológico de la zona a partir de las unidades anteriormente descritas.

Con la realización de estas actividades se completa el trabajo cartográfico de este proyecto de investigación, cuyo propósito final, además de obtener nueva información científica sobre la geología del altiplano, es cumplir con el deber estatal de propender por el bienestar y por el desarrollo económico y social de las comunidades que allí habitan.

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2 GENERALIDADES

El departamento de Nariño se divide en varias zonas fisiográficas que presentan diferencias muy marcadas entre sí. Una de estas zonas es el Altiplano Nariñense que por su gran actividad agrícola y ganadera dan a esta región una importancia estratégica en el desarrollo de este sector.

2.1 OBJETIVO

El objetivo general de este proyecto es generar conocimiento e información de tipo geológico, de superficie y subsuelo que sirva como soporte a un modelo geológico y geofísico del Altiplano Nariñense, básico para exploración de aguas subterráneas y geotermia.

2.1.1 Localización y Vías De Acceso El departamento de Nariño se encuentra en el extremo suroeste de Colombia limitando con la frontera del Ecuador. La zona de estudio se delimita por el polígono que demarcan las coordenadas de la Tabla 1, los Volcanes Chiles, Cumbal, Azufral, sur del Volcán Olaya, vertiente occidental del río Guáitara y la frontera entre Colombia y Ecuador (Mapa 1).

Entre las principales cabeceras municipales comprendidas en la zona de estudio están: Ipiales, Carlosama, Aldana, Pupiales, Guachucal, Cumbal, Chiles, Guaitarilla, Iles, Imués, Sapuyes, Ospina, Gualmatán, Contadero y Túquerres.

La principal vía de comunicación es la carretera Panamericana que comunica el interior del país con la ciudad de Pasto, Ipiales y la frontera del Ecuador. De ésta se desprenden varias carreteras secundarias que en su mayoría no poseen carpeta asfáltica, pero que generalmente permanecen en buen estado en todo el año, lográndose un transito fluido entre los municipios antes mencionados y la mayoría de sus veredas.

Tabla 1: Coordenadas que delimitan el sector rectilíneo del polígono que enmarca la zona de estudio COORDENADA X COORDENADA Y 580.000 903.000 594.218 903.000 618.000 923.000 618.000 923.000

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2.1.2 Población

De acuerdo con las proyecciones de población y estudios censales del DANE para el año 2005, en el Altiplano Nariñense habitan 350.966 personas las cuales constituyen el 19.76% de la población nariñense.

Mapa 1. Localización de la zona de estudio respecto al suroeste colombiano. Adicionalmente se muestran algunas localidades y volcanes de importancia.

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En la Tabla 2 se relaciona la proyección de población hecha por el DANE por “Cabecera y Resto” proyectada a 2005, dado que aún no se cuenta con los resultados del censo 2006 discriminados de igual forma.

Tabla 2: Proyección de la población habitante del Altiplano Nariñense discriminada por cabecera municipal y población rural proyectada al año 2005. Fuente: DANE – Colombia. Proyecciones de población. Estudios censales.

MUNICIPIO CABECERA RESTO RURAL TOTAL MUNICIPAL PROYECCIÓN ALDANA 1950 8190 10140 CONTADERO 1598 6140 7738 CUMBAL 7514 23165 30679 GUACHUCAL 3990 17856 21846 GUAITARILLA 6266 23204 29470 GUALMATÁN 2505 3709 6214 ILES 1872 5501 7373 IMUÉS 1722 10644 12366 IPIALES 77491 19602 97093 OSPINA 2743 6073 8816 PUPIALES 6752 16910 23662 SAPUYES 2618 7217 9835 TÚQUERRES 20175 35334 55509 TOTAL 137196 183545 320741

2.1.3 Fisiografía

El Altiplano Nariñense también conocido como Altiplano de Túquerres e Ipiales, es un área de tierras planas ubicada sobre los Andes en el Departamento de Nariño al sur de Colombia. La región comprende dos áreas planas bastante diferenciadas como son la meseta de Túquerres y la mesa de Ipiales. La altura promedio es de 2.800 msnm. Su clima es de montaña con temperaturas que oscilan entre los 0ºC y 20ºC.

Algunos rasgos fisiográficos importantes son el Volcán Cumbal, Azufral, Pajablanca y los cañones de los ríos Sapuyes y Guáitara.

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3 METODOLOGÍA

La cartografía geológica del Altiplano Nariñense se realizó en seis fases de investigación, las cuales se desarrollaron de manera sistemática las cuales son descritas a continuación.

3.1 FASE 1: REVISIÓN DE LOS ANTECEDENTES BIBLIOGRÁFICOS Y ADQUISICIÓN DE MATERIAL

La primera fase de la cartografía consistió de la recopilación, selección y análisis detallado de la literatura existente, la cual tuvo una duración de dos meses y medio del total del proyecto. Para lo anterior fueron tenidos en cuenta los diferentes trabajos de cartografía geológica realizados en el en la zona de estudio, a escala regional y local, de los cuales se analizaron aspectos tales como la nomenclatura existente para las unidades litológicas de carácter volcánico, las características particulares de las unidades litoestratigráficas, contactos postulados, las relaciones espaciales y las metodologías referidas a la clasificación de los productos volcánicos. Asimismo se examinaron el mapa de susceptibilidad magnética de las rocas elaborado por INGEOMINAS y la imagen satelital de la zona.

Simultáneamente se adquirieron las bases topográficas escala 1:25.000 del INSTITUTO GEOGRÁFICO AGUSTÍN CODAZZI, IGAC (Tabla 3), en sistema de coordenadas métricas planas con Proyección Transversa Mercator, Esferoide Internacional 1909, cuyo origen de coordenadas es N 77º04’51.30”; W 4º35’56.57 N; Falso Origen (en metros) X: 1000000 y Y: 491447.2 referidas al Observatorio

Astronómico de Bogotá. Estas fueron cedidas por el INGEOMINAS al proyecto de investigación al igual que las fotografías aéreas para la fotointerpretación y la imagen Landsat ETM (Enhanced Thematic Mapper) de la zona de estudio.

3.2 FASE 2: FOTOINTERPRETACIÓN

La segunda fase de este estudio se hizo a partir del análisis de las líneas de vuelo enlistadas en la Tabla 4. Esta fase se realizó de manera conjunta con la recopilación de los antecedentes bibliográficos.

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Tabla 3: Listado de los nombres de las planchas IGAC con las bases topográficas y la escala de cada una de ellas empleadas en este estudio. BASE TOPOGRÁFICA LOCALIDAD ESCALA 428 – IV – C Colimba 1:25.000 428 – IV – D Sapuyes 1:25.000 429 – III – A Guaitarilla 1:25.000 429 – III – B Yacuanquer 1:25.000 429 – III – C Ospina 1:25.000 429 – III – D Funes 1:25.000 447 – II – A Cumbal 1:25.000 447 – II – B Guachucal 1:25.000 447 – II – C Chiles 1:25.000 447 – II – D Ipiales 1:25.000 448 – I – A Iles 1:25.000 448 – I – B Chapal 1:25.000 448 – I – C Potosí 1:25.000

Tabla 4: Relación de los vuelos, el año, escala y número de fotografías aéreas empleadas en la fotointerpretación llevada a cabo en este estudio. VUELO AÑO ESCALA FOTOGRAFÍAS IGAC Vuelo C 2554 1995 1:40.000 057 – 071 IGAC Vuelo C 2572 1995 1:58.000 052 – 074 IGAC Vuelo C 2572 1995 1:59.000 114 – 132 IGAC Vuelo C 2572 1995 1:58.000 078 – 104 IGAC Vuelo C 2572 1995 1:62.000 152 – 168 IGAC Vuelo C 2570 1995 1:39.000 041 – 054 IGAC Vuelo C 2554 1995 1:39.000 030 – 046 IGAC Vuelo C 2572 1995 1:57.000 198 – 212

A partir del análisis antes mencionado se elaboró un mapa fotogeológico preliminar. Éste sirvió como apoyo para planificar la selección de recorridos y puntos de control en la fase de campo. Igualmente fue la base para realizar la cartografía de los depósitos volcánicos aflorantes, rasgos estructurales y morfológicos.

3.3 FASE 3: RECONOCIMIENTO DE LA ZONA DE ESTUDIO

El reconocimiento de la zona de estudio se realizó en la primera comisión de campo la cual se llevó a cabo durante una semana. El propósito fue reconocer el área, delimitarla geográficamente, tener una visión global de las unidades volcánicas presentes, reconocer columnas estratigráficas medidas previamente por Velandia et al. (2006) e intercambiar ideas con otros grupos de trabajo.

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3.4 FASE 4: ESTUDIOS EN CAMPO

Esta fase fue realizada en dos meses la cual fue dividida en tres comisiones de 20 días cada una. Durante esta fase se llevaron a cabo una serie de etapas que se hicieron en conjunto. Cada una de ellas dependió del tipo de depósito volcánico a estudiar. En primera instancia, se efectuó una cartografía geológica del área que contiene datos sobre los productos explosivos y efusivos de erupciones volcánicas anteriores que afectaron el Altiplano Nariñense, a escala 1:25.000, donde se reconocieron cada una de las unidades litológicas. Simultáneamente se hizo la descripción de las características observables en afloramiento y en muestra de mano, las cuales fueron clasificadas empleando la metodología de Compton (1985), se tomaron datos estructurales y se colectaron muestras de roca para su posterior estudio en el laboratorio

El paso siguiente consistió en la medición de las columnas estratigráficas, a escala 1:100, de los depósitos piroclásticos de caída y de flujo para realizar una correlación general entre ellas para la zona de estudio

3.5 FASE 5: ANÁLISIS E INTERPRETACIÓN DE RESULTADOS

Esta fase tuvo una duración de tres meses. Dentro de ella se realizaron el análisis, correlación y sistematización de la información recolectada en campo, elaboración de tablas, observación en lupa binocular y descripción de las muestras colectadas en campo. Se escanearon, digitalizaron y editaron los mapas geológicos, geomorfológicos y de unidades litoestratigráficas potenciales de ocurrencia de aguas subterráneas.

3.6 FASE 6: ELABORACIÓN DEL INFORME FINAL

Esta fase tuvo una duración de un mes y medio. Durante esta fase se sistematizó y consignó en el texto toda la información colectada en las fases anteriores y posteriormente se destinó medio mes para ejecutar las sugerencias y correcciones indicadas por ambas partes del convenio interinstitucional.

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4 ANTECEDENTES BIBLIOGRÁFICOS

Los diversos trabajos realizados en el altiplano han sido especialmente dedicados a la caracterización petrográfica, geoquímica y análisis de riesgos de los complejos volcánicos de Azufral, Cumbal y Chiles - Cerro Negro. Los sectores sur y centro de la zona cuentan con pocas referencias como lo son los mapas geológicos escala 1:400.000 de Arango & Ponce (1982) y la cartografía escala 1:100.000 de la plancha 447 - Ipiales y 447 bis - Tallambí de Velásquez & Parra (2002), al igual que la plancha 428 - Túquerres (González et al., 2002) a la misma escala de la plancha anterior.

Los trabajos adelantados en torno a los volcanes Cumbal y Chiles – Cerro Negro se han enfocado en la geología, geoquímica y en el análisis del riesgo volcánico. Trabajos como el de Cortes & Calvache (1996), Méndez & Monsalve (1988) y Cepeda (1989) ofrecen información detallada de algunos de los volcanes más reconocidos de la zona, su composición, evolución magmática y el riesgo que conllevan a la población cercana a los centros de emisión.

En cuanto a los mapas geológicos, es bien sabida la complejidad de la zona debido a que los depósitos más antiguos y la paleotopografía esta parcial o totalmente cubierta por depósitos piroclásticos muy recientes. Por esta razón, además de la escala del trabajo, no se distinguen de manera clara las unidades aflorantes en la zona del Valle de Guachucal ni en el sector de Ipiales.

De acuerdo con todo lo anterior se presentan los trabajos existentes que se consideran de importancia en el ámbito geocientífico en el área de estudio.

Ramírez (1968) hizo una recopilación de información de diversas fuentes bibliográficas y estableció las épocas de actividad de algunos volcanes del sur como los volcanes Huila, Puracé, Galeras y Azufral. Acerca de este último señaló la poca información existente y su actividad fumarólica.

Ponce (1979) describió el Complejo Migmatítico de Nariño, las Rocas Intrusivas Terciarias, los Depósitos Piroclásticos Terciarios y el Conjunto Sedimentario de Puerres. También planteó un origen y edad para cada una de ellas y las delimitó en un mapa geológico.

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INGEOMINAS (1980) en la Reseña Explicativa del Mapa Geológico del Departamento de Nariño mostró una descripción general de la estratigrafía del sureste del Departamento de Nariño.

Perdomo et al. (1986) realizaron estudios cartográficos en los municipios de Cumbal, Chiles y Mayasquer, los cuales tuvieron implicación dentro del estudio hidrogeológico del Altiplano Nariñense, ya que trató las planchas 447 – I - B, 447 – I - D y 447 – II - A y 447 – II - C a escala 1:25000.

Fandiño & Mesa (1988) describieron la localización y la geología del volcán Cumbal, en donde se mencionó la existencia de un basamento pre-volcánico aflorante al oeste del centro eruptivo y reconocieron diferentes unidades litológicas teniendo como criterio elementos fotogeológicos y el patrón de drenaje.

Méndez & Monsalve (1988) recopilaron información de la actividad volcánica del volcán Cumbal, su geología, sus etapas volcánicas y describieron los productos volcánicos que potencialmente amenazan la región.

Ramírez (1982) presentó aspectos morfológicos, estructurales y vulcanológicos de los volcanes Chiles, Cumbal, Azufral, Galeras, Doña Juana, Puracé, Huila, Tolima Ruiz, Machín y Cerro Bravo y estableció una caracterización del vulcanismo del Cenozoico de Colombia a partir de resultados de análisis químicos y petrográficos.

Droux & Delaloye (1996) realizaron una comparación de datos petrográficos y geoquímicos de los volcanes Puracé, Doña Juana, Galeras, Azufral, Cumbal y Chiles.

Cortés (1999) realizó columnas estratigráficas detalladas con el fin de conocer la distribución, origen, mecanismo eruptivo y relaciones estratigráficas de los depósitos proximales del Volcán Azufral. En este se planteó como resultado 37 columnas estratigráficas y 8 eventos eruptivos, representados por secuencias I – VIII, siguiendo un orden cronológico.

Ujueta (2001) presentó una serie de lineamientos de dirección NO - SE y NNE - SSO a NE - SO en el “Centro Occidente” Colombiano y en el Ecuador e hizo una recopilación general de los principales lineamientos presentes en la región sur del país.

Muñoz et al. (2002) hicieron un compendio de las unidades litológicas terciarias y cuaternarias de la zona de estudio. Respecto a la geoquímica plantearon que en la cuenca del río Guáitara hay una extensa zona anómala caracterizada por altos contenidos de Plata y Zinc asociados a los flujos de lava, depósitos piroclásticos y localmente en las andesitas

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Velásquez & Parra (2002) utilizaron por primera vez el término Cenizas de Rumichaca para referirse a los depósitos piroclásticos aflorantes en el Altiplano Nariñense. Igualmente emplearon el término “Andesitas del Guáitara” y de “Macas”.

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5 TERMINOLOGÍA Y DEFINICIÓN DE UNIDADES

5.1 INTRODUCCIÓN

El registro estratigráfico aflorante en el Altiplano Nariñense es un conjunto de unidades depositacionales de origen volcánico que preserva un vulcanismo ancestral cuya actividad aparece en el Neógeno.

El conocimiento de los procesos volcánicos, las características paleo-topográficas de la cuenca de acumulación y la configuración geológica regional en el tiempo de formación de estas unidades han sido tratados en los trabajos de Ramírez (1968); Ponce (1979); INGEOMINAS (1980); Perdomo et al. (1986); Fandiño & Mesa (1988); Méndez & Monsalve (1988); Ramírez (1982); Droux & Delaloye (1996); Cortés (1999); Ujueta (2001); Muñoz et al. (2002); Velásquez & Parra (2002).

En ellos se han hecho cartografías y estudios sobre el registro estratigráfico que permiten tener una idea de los procesos generales de emplazamiento y contribuyen al refinamiento del conocimiento sobre las unidades cartográficas, procesos de emplazamiento, relaciones espacio-temporales y evolución histórica. De ellos se deduce que el ambiente de depósito de las unidades volcánicas del Altiplano Nariñense corresponde a una cuenca aluvial adyacente a un terreno volcánico, de ahí que en este trabajo se pretenda hacer un aporte al respecto.

Para tal fin se retoman las ideas de Smith (1991) quien presentó una metodología dirigida al estudio de la influencia de la actividad de los vents en la sedimentación fluvial y al reconocimiento de la depositación inducida por vulcanismo, información considerada fundamental para la reconstrucción de patrones de depósito y análisis de sucesiones de relleno de cuencas sedimentarias en áreas volcánicas. En su trabajo, a partir de estudios de afloramientos, propuso un modelo conceptual de geometría de facies basado en la definición de períodos Sin-eruptivos e Inter- eruptivos. El cual puede variar dependiendo del potencial de preservación de dichos períodos según la magnitud de la agradación producida (en los períodos Sin-eruptivos) la ocurrencia de ajustes en el nivel base de los ríos dentro de una cuenca y la tasa de subsidencia tectónica (en los períodos Inter-eruptivos). También planteó que los principales controles en la estratigrafía de secuencias de depósitos en campos adyacentes a regiones volcánicas son la topografía, la tectónica y el clima.

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Un aspecto muy importante de la sedimentación en regiones adyacentes a centros volcánicos en comparación con la sedimentación clástica convencional, es que la primera esta compuesta principalmente por fragmentos generados por procesos volcánicos en vez de procesos erosivos, por lo que esencialmente la sedimentación se hace en periodos cortos de tiempo. Los escombros son pobremente consolidados o inconsolidados, se emplazan como capas espesas que cubren o rellenan los valles y son susceptibles a la erosión rápida por procesos fluviales, por lo que muy frecuentemente se presentan depósitos de flujo con mucha carga de sedimentos o flujos de escombros. En la segunda, el material es generado a partir de la erosión de rocas preexistentes, lo cual es interpretado como la representación de intervalos de tiempo mayores. En ellos las corrientes son más evolucionadas, los fragmentos son más redondeados, mejor seleccionados y se desarrollan las corrientes aluviales propiamente dichas.

A partir de numerosos estudios de erupciones ocurridas en el Holoceno descritas en la literatura científica, Smith (1991) reportó cambios sedimentológicos y geomorfológicos relacionados con la sedimentación producida por las erupciones, propuso una geometría de facies y un modelo de secuencias que posteriormente Herrera & López (2003) modificaron y aplicaron en el sur del departamento de Caldas. Ellos concluyeron que los depósitos emplazados en los alrededores de campos volcánicos usualmente provienen de un clima relativamente húmedo en la fuente y disponen de flujos de corriente perennes en la cuenca.

Entonces, si se hace una observación detallada de las condiciones topográficas, geológicas y climáticas actuales del Altiplano Nariñense, se puede concluir que tales procesos ocurrieron antiguamente en esta área, lo cual facilita la aplicabilidad de los conceptos de Smith (1991) y Herrera & López (2003) para explicar la evolución histórica de la región.

Retomando las ideas de estos autores, se entiende que el transporte y los procesos de depósito son fundamentalmente similares a aquellos que ocurren en las áreas no volcánicas. Aunque en detalle, se piensa que hay algunas diferencias: por ejemplo la escala de los procesos y de los depósitos son típicamente muchos mayores en áreas volcánicas (Smith, 1991) que en áreas no volcánicas.

Cuando las erupciones explosivas producen material volcánico en volúmenes que exceden el umbral geomorfológico para la gradación fluvial, el sistema de los ríos cambia abruptamente, se vuelve mas amplio, la descarga se hace de manera intermitente y las corrientes que a menudo son de tipo trenzado, agradan las corrientes que son impactadas por flujos de escombros. Esto es lo que en términos generales se conoce como “Período Sin-eruptivo”.

Estas condiciones agradacionales en la cuenca pueden continuar por años o décadas luego de la cesación de la actividad eruptiva. Para ese momento los

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escombros pueden haber sido completamente removidos de las laderas o la vegetación haber sido completamente regenerada y como consecuencia, haber estabilizado los escombros. Por ello, a veces las condiciones pre-eruptivas en la cuenca se reestablecen, la agradación cesa y las corrientes son incisadas de forma mas angosta y típicamente mas sinuosa, formando canales con un contenido mas alto en gravas. Esto es lo que en términos generales se conoce como un “Periodo Inter-eruptivo”. Por lo general las cuencas permanecen más tiempo en estado Inter-eruptivo (sin mucha influencia volcánica) y se ven perturbadas por intervalos Sin-eruptivos

Básicamente se utilizan tres criterios para diferenciar depósitos Sin-eruptivos de los Inter- eruptivos. Estos son el tamaño de grano del sedimento, la composición del sedimento y la naturaleza y extensión de las facies. Los depósitos Sin- eruptivos están compuestos principalmente por sedimentos monolitológicos de origen volcánico, presentes en grandes volúmenes que alcanzan a diluir la contribución del sedimento diferente al volcánico. Pueden estar intercalados por depósitos de caída o flujo piroclástico. Además están caracterizados por tener una escala de depósito que excede las decenas de kilómetros desde la fuente. Las altas tasas de aporte de sedimentos volcánicos en las cuencas favorecen los cambios rápidos en las corrientes fluviales (avulsion) y esto a su vez, favorece el desarrollo de láminas lateralmente amplias de detritos.

Los depósitos Inter-eruptivos son más diversos litológicamente e incluyen una gran fracción de fragmentos de origen y posiblemente composición no volcánica. Son dominados por facies de flujo de corriente normal o facies de flujo diluido cuya extensión lateral será en su mayoría gobernada por las proporciones de migración lateral de los canales, en vez de la agradación vertical de la cuenca fluvial inducida por vulcanismo.

Una dificultad en el reconocimiento de las facies Sin-eruptivas de las Inter- eruptivas radica en la posible existencia de eventos depositacionales de grandes volúmenes cerca de los centros eruptivos que no tienen que ver con erupciones. Entre ellas se tienen avalanchas y flujos de escombros generados por movimientos sísmicos y grandes flujos de escombros e inundaciones provocadas por la ruptura de lagos cratéricos (Figura 1) ya que una facies en un depósito, por si sola, puede ser consecuencia de la interacción varios mecanismos de emplazamiento. Teniendo en cuenta esta importante excepción a las diferencias de facies entre secuencias Sin- eruptivas e Inter-eruptivas, se hace indispensable un estudio riguroso de toda la arquitectura facial y su relación con el ambiente de depósito, para proponer un modelo ajustado con la mayor cantidad de variables y elementos existentes en el campo volcánico a estudiar.

La interpretación estratigráfica de las unidades aflorantes en el Altiplano Nariñense se hace teniendo en cuenta las anteriores consideraciones. Los autores son concientes que para realizar una verdadera caracterización de las facies es

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necesario realizar estudios detallados que involucren el análisis de cada una de las facies con el fin de definir sus fuentes volcánicas, al igual que un estudio muy refinado de la jerarquía de las superficies limites (en el sentido de Miall, 1996) y a partir de ello, proponer el estudio de elementos arquitectónicos y finalmente interpretar los ambientes de deposito para cada elemento.

No obstante en este estudio se recogen las ideas de Smith (1991) y Herrera & López (2003), no con el animo de caracterizar cada una de las facies y diferenciar cada una de sus fuentes volcánicas, sino con el interés de proponer una serie de estados generales de la cuenca a partir de la interpretación de los datos de la cartografía y proponer una evolución generalizada de las unidades litológicas de la zona de estudio que sea útil para estudios geológicos e hidrogeológicos posteriores.

Figura 1. Representación esquemática de las características geomórficas, sedimentológicas y estratigráficas de las condiciones Sin-eruptivas e Inter-eruptivas en una cuenca fluvial. (Tomado de Smith 1991).

De acuerdo con los resultados de la cartografía y del análisis de los antecedentes bibliográficos enunciados al principio del capítulo, se propone de manera generalizada, que en el Altiplano Nariñense existen principalmente 10 tipos de depósitos volcánicos, resedimentados y clásticos coexistiendo a lo largo del registro estratigráfico. Los cuales son diferenciables entre sí por sus procesos de

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emplazamiento inferidos a partir del análisis cartográfico y posterior verificación por el grupo de trabajo de Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación (Tomo III), espesores resultantes, tamaños de granos y proporciones relativas de fragmentos volcánicos y no volcánicos. Esta agrupación comprende:

Lavas.

Ignimbritas.

Flujos Piroclásticos.

Depósitos de flujos de escombros, flujos hiperconcentrados y flujos de corriente.

Domos.

Depósitos de caída piroclástica.

Oleadas piroclásticas.

Avalanchas de escombros.

Depósitos no volcánicos.

A partir del análisis de las anteriores clases de depósitos se planteó de manera preliminar la existencia de períodos de deposito dominados por el alto aporte de flujos volcánicos a la cuenca (períodos Sin–eruptivos) cuyos procesos, volúmenes y magnitud de la sedimentación, contrastan con el estilo fluvial dominante, generan agradación de la cuenca y cambios repentinos en los cauces de los ríos. Por otra parte, se propuso que los depósitos asociados con períodos Inter- eruptivos eran los correspondientes con unidades que presentaban depósitos volcánicos resedimentados en los que no se reflejaron cambios notorios en la dinámica fluvial comparada con la dominante en los depósitos no volcánicos.

5.2 DEFINICIÓN DE LAS UNIDADES

La definición de las unidades se realizó teniendo como referente cartográfico los trabajos previamente realizados por el INGEOMINAS en el Volcán Azufral, en los cuales se propusieron ciertas unidades. Velandia et al. (2006) levantó y midió columnas estratigráficas detalladas en la vía Ipiales – Las Lajas, La Calavera, Chirristés, Puente Nuevo, El Espino, Carlosama, La Crustada Puente Ospina, Rumichaca y San Luís y propuso una secuencia de asociaciones litológicas que se discutieron en campo, con el fin de darles continuidad lateral.

Posterior a esto, se delimitaron nuevas unidades, se propusieron sus relaciones espacio- temporales y en reuniones con los diferentes grupos disciplinarios,

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magnetometría, hidrogeología, geoeléctrica, sísmica, gravimetría, granulometría y arcillas y comunicaciones verbales con expertos del INGEOMINAS y asesores de la Universidad Nacional de Colombia se llegó a un consenso respecto a la delimitación y relaciones estratigráficas.

Es necesario anotar que para la delimitación y denominación de las nuevas unidades mencionadas en este informe se tuvieron en cuenta varios parámetros, principalmente genéticos, como es el tipo de procesos de emplazamiento deducidos a partir de elementos texturales de las rocas y la interpretación del contexto geológico en campo (Figura 2).

Esta clasificación con base en elementos genéticos y no tanto texturales se empleó debido a que algunos de los productos volcánicos no tenían cabida dentro de ningún código estratigráfico internacional (Murphy & Salvador, 1999; North American Comisión On Stratigraphic Nomenclature, 1983) ya que éstos fueron estructurados mediante una jerarquía dictada por parámetros texturales que funciona para rocas sedimentarias principalmente. Lo anterior antes que facilitar la comprensión y unificación del conocimiento de los depósitos volcánicos y sus transformaciones, provocan confusión en el uso de la terminología.

Ejemplos de ello serían el uso del término “lahar”, el cual se puede interpretar de diversas formas. La literatura está repleta con usos confusos y a veces conflictivos de este término. A raíz de ello, los participantes de la Conferencia Penrose de la Sociedad Geológica de América propusieron el siguiente uso (Smith & Fritz, 1989): “Un término general para una mezcla que fluye rápidamente de escombros de roca y agua (más grande que un flujo de corriente normal) desde un volcán. Un lahar es un evento; este se refiere a uno o más procesos discretos, pero no se refiere a un depósito”. Por tal razón en este trabajo se considera el lahar como el proceso que origina depósitos de flujo de escombros con alto contenido de material volcánico.

A su vez, si se fuera a clasificar un depósito de flujo de escombros (formado por un proceso lahárico) habría que describir el depósito en un sentido textural para que fuera posible su ordenamiento dentro de la guía estratigráfica (Murphy & Salvador 1999) o en el Código Norteamericano de Estratigrafía (North American Commission on Stratigraphic Nomenclature 1983) en los cuales sería catalogado como una “Brecha tobácea” (Mc Phie, et al., 2006) o en otro caso, un depósito de caída piroclástica en estos códigos sería considerado como un deposito de arena volcánica.

Eso sin mencionar el posible mal uso de términos como “arcilla”, que se usa sin especificar si hace referencia al tamaño de grano o a minerales de composición arcillosa, o el uso del término “ceniza” como indicador de composición de un depósito, siendo este sólo un indicador de tamaño de grano (Fisher & Schmincke, 1984)

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Figura 2. Esquema que muestra las relaciones genéticas de fenómenos volcánicos y la generación de avalanchas de escombros, depósitos de flujos de escombros, flujos hiperconcentrados y de corriente. Los principales procesos de transporte y acumulación de sedimentos están arreglados verticalmente en el centro, de acuerdo a la relación sedimento – agua en el flujo que se mueve. Estos procesos pueden estar relacionados unos a otros por efectos de dilución o incorporación de sedimentos. Los procesos que pueden liberar grandes volúmenes de agua, o de sedimento, o de ambos, están representados en la cima del diagrama. Las rutas dibujadas a lo largo de las márgenes del esquema indican los tipos de fenómenos de flujo que se pueden esperar dependiendo del grado de dilución o incorporación de sedimentos (Modificado de Pulgarín, 2000 en Herrera & López 2003).

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Por estos motivos se resalta la necesidad de hacer una breve alusión al sentido en el cual se usaron algunos otros términos en este trabajo, haciendo referencia a elementos como los mencionados anteriormente o a algunos tipos de procesos que van a ser posteriormente referenciados en la evolución histórica de la zona de estudio.

5.3 TERMINOLOGÍA

5.3.1 Calderas

Las calderas constituyen las estructuras volcánicas de mayor dimensión sobre la tierra. Son grandes depresiones generalmente circulares con un diámetro mayor a 2 km y pueden alcanzar los 40 km. Este tipo de estructuras no tienen flancos pronunciados, por lo cual son difíciles de reconocer en el terreno. Las calderas se originan durante erupciones súper explosivas en las que volúmenes enormes de magma son emitidos a la atmósfera. Este proceso vacía rápidamente la cámara magmática, lo que origina el colapso del techo y por ende, la formación de una gran depresión o fractura anular. Durante la actividad caldérica se producen grandes volúmenes de flujos piroclásticos emitidos de forma radial, lo que da lugar a depósitos extensos conocidos como ignimbritas, constituidos por ceniza y pómez, sumamente soldados debido a las elevadas temperaturas de los flujos (Foto 1).

Foto 1: Caldera Aniakchak formada durante una enorme erupción explosiva que arrojó más de 50 km3 de magma hace 3450 A.P. La caldera es de 10 km de diámetro y entre 500 y 1000 m de profundidad. Las erupciones posteriores formaron domos, anillos de ceniza y hoyos de explosión. (Fotografía capturada por M. Williams. Tomado del Glosario Fotográfico del USGS).

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Si la actividad magmática continúa después del colapso, se pueden emplazar derrames de lavas en la fractura anular y en la porción central de la depresión se pueden emplazar domos. Este tipo de actividad no se ha observado en tiempos históricos, por lo cual la reconstrucción de la dinámica eruptiva se ha podido determinar solamente con base en el estudio de los depósitos asociados. En Colombia un ejemplo de caldera es el caso del Volcán Cerro Bravo (Lescinsky, 1990), Cumbal Antiguo o El Azufral (González et al., 2002).

5.3.2 Lavas

La actividad efusiva de los volcanes da lugar a la generación de derrames o ríos de lava que dependiendo de la viscosidad del magma adquieren formas distintas. Existen dos tipos principales de derrames de lava que son ‘A’a y Pahoehoe.

En el primer caso se trata de derrames que tienen una superficie muy irregular y rugosa conformada por bloques (Foto 2), mientras que las Pahoehoe están conformadas por coladas caracterizadas por una superficie muy regular y lisa que en ocasiones desarrollan estructuras en forma de cuerda (Foto 3).

Foto 2. Flujo de lava A, a emplazado sobre un depósito antiguo de lavas Pahoehoe, en cercanías a la costa del Volcán Kilauea, Hawai’i. (Tomado del Glosario Fotográfico del USGS).

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. Foto 3. Dedos de lava Pahoehoe que avanzan sobre una vía en Kalapana al lado este de la zona de rift del Volcán Kilauea, Hawai’i. (Fotografía capturada por J. D. Griggs. Tomado del Glosario Fotográfico del USGS).

Estas dos tipologías dependen directamente de la viscosidad del magma, cuanto mayor sea su viscosidad o su resistencia a fluir, más rugosa será la morfología de la superficie del cuerpo de lava. A medida que la composición química del magma se torna más ácida también se vuelve más viscosa y su extrusión es más lenta. Por lo cual esta clase de lavas no se extiende demasiado y mas bien forman coladas con espesores hasta de 100 m o estructuras tipo domo. 5.3.3 Domos

Generalmente un domo presenta una forma redondeada o de cúpula que puede alcanzar alturas muy variables, desde unas decenas hasta algunos centenares de metros, con un diámetro basal inferior a un kilómetro. Por lo general un domo ocupa o rellena el cráter de un volcán, como ha ocurrido en el Popocatepetl en México, en el Volcán Machín o el Cerro Bravo en Colombia. También puede surgir a partir de una fractura lejos del cráter y estar alejado de otras estructuras volcánicas (Macías & Capra, 2005) (Foto 4).

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Foto 4. Domo volcánico en el tope del cráter del Volcán Novarupta, en el Valle de los Diez Mil Fuegos, en la reserva y Parque Nacional Katmai, Alaska. El domo fue eruptado en el mismo cráter que arrojó aproximadamente 15 km3 de magma en una enorme erupción explosiva en 1912. (Fotografía capturada por T. P. Miller. Tomado del Glosario Fotográfico del USGS).

Se han reconocido dos tipos de domos, exógenos y endógenos de acuerdo con la forma en que se desarrollan. En los domos endógenos el magma que los alimenta no es extruido en la superficie sino que es forzado a quedarse dentro de la estructura, por lo cual su crecimiento solo se aprecia por la expansión de la estructura (Macias & Capra, 2005). En los domos exógenos el magma que lo alimenta es capaz de atravesar la estructura y aparecer en la superficie, por lo cual su crecimiento puede observarse. Este muchas veces, tiene un aspecto concéntrico. En la Figura 3 se muestra la forma de diferentes tipos de domos, incluyendo un ejemplo en que la forma del cuerpo es idéntica a la del conducto volcánico a través de la cual la lava se ha extravasado. Estos casos extremos suceden cuando la viscosidad del magma es tan elevada que al llegar a la superficie se enfría o solidifica y prácticamente no fluye. Estos tipos de estructuras se denominan espinas (Figura 3).

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Figura 3. Representación que muestra los diferentes tipos de domos: Exógeno: en el que magma arrojado llega a la superficie. Endógeno: que crece en forma de pistón. Espina: se enfría en el conducto volcánico. (Tomado de Macías & Capra 2005).

5.3.4 Flujos y oleadas piroclásticas

Se trata de flujos de material volcánico que están compuestos por fragmentos de rocas, pómez o escoria y gases volcánicos, producidos por erupciones de tipo explosivo. Los fragmentos pueden tener dimensiones variables, desde bloques de varios metros hasta partículas de ceniza. Estos flujos son dirigidos por la gravedad, por lo cual viajan a velocidades elevadas por las laderas del volcán, destruyendo y quemando todo lo que encuentran a su paso, debido a sus altas temperaturas de emplazamiento. Si la concentración de los fragmentos sólidos (rocas, pómez, escorias, etc.) respecto al gas dentro del mismo flujo es alta, se forman flujos piroclásticos, los cuales tienden a canalizarse en los bajos topográficos que circundan el volcán. La velocidad con la que ocurren estos flujos y la cantidad de material que transportan es tan elevada que rellenan los canales en segundos o minutos (fotos 5 y 6). Si por el contrario la cantidad de fragmentos sólidos en el flujo es menor con respecto a la cantidad de gas se forman oleadas piroclásticas, que son flujos diluidos capaces de sobrepasar obstáculos topográficos altos a velocidades elevadas (Figura 4).

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Foto 5. Emplazamiento de un flujo piroclástico en el fondo del valle y su nube acompañante. (Fotografía capturada por J. Mathew. Tomada de la Universidad de Maryland).

Foto 6. Depósito de flujo piroclástico localizado en los jardines de Poseidón, en la isla de Ischia dominada por el monte Epomeo, cerca de la costa de Nápoles. Este depósito indica la naturaleza violenta de los flujos piroclásticos y la turbulencia y posible deformación dentro de estos elementos volcánicos. Estas capas suaves fueron depositadas hace 10.000 años y deformadas por el proceso de emplazamiento del flujo piroclástico. (Fotografía capturada por Patrick. Fox Lane High School).

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Otro flujo similar a los anteriores, es aquel generado por la explosión lateral dirigida del volcán. Estas explosiones se producen por el derrumbe gigante de un flanco del volcán que provoca la descompresión repentina del magma en su interior, produciendo una explosión violenta. La explosión genera un flujo de materiales volcánicos conocido como blast, que es muy similar a una oleada piroclástica (Figura 4).

Figura 4. Estructuras sindepositacionales llamadas Sandwave Beds relacionadas con las diferentes proporciones de sedimento en la facies fluida gaseosa y la energía relacionada con el proceso depositacional de la oleada. (Tomada de Arnosio, 2006)

Algunos tipos de flujo piroclásticos son:

Flujo piroclástico de bloques y ceniza: flujo piroclástico en el que predominan fragmentos densos de rocas y ceniza que generalmente se asocia con la destrucción de un domo de lava.

Flujo piroclástico de pómez: flujo piroclástico constituido por pómez y ceniza que generalmente se asocia con el colapso de una columna eruptiva vertical.

Los flujos piroclásticos de baja densidad y en ocasiones con espesores mayores de 10 m son el resultado de procesos volcánicos primarios (Sin-eruptivos) y pueden causar impacto en la sedimentología de un ambiente por agradación derivada del apilamiento de eventos múltiples (Herrera y López, 2003).

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5.3.5 Ignimbritas De acuerdo con Freundt et al., (2000) la percepción de que los flujos piroclásticos son un tipo proceso que origina depósitos altamente peligrosos y devastadores fue iniciada en 1902 a la cual denominó como “nuee ardente” (Glowing Cloud) para el flujo piroclástico del monte Peleé en Martinica, el cual mató 30.000 personas. Los estudios de erupciones históricas facilitaron el reconocimiento de abundantes ignimbritas en el registro geológico.

Fue hasta la década de los sesentas sin embargo que grandes ignimbritas soldadas con características en campo que parecían una lava pero con textura claramente fragmental se volvieron ampliamente aceptadas como depósitos de flujos piroclásticos. Los depósitos de flujos piroclásticos son altamente variables en aspectos como:

Volumen: >0.1 m - 10003 km

Distancia de desplazamiento: <1 km - >100 km.

Geometría del depósito y respuesta de la topografía: Confinado a canales - simetría radial.

Estructura interna: masiva – capeada.

Grado de soleamiento: no soldado – similar a una lava.

Tipo de clasto y tamaño: desde líticos del tamaño de una pared de roca y pequeños fragmentos dominados por ceniza hasta enriquecimientos en bloques.

Composición química: máfica hasta félsica y a menudo composicionalmente zonada.

Gradaciones: en vez de límites netos entre estas características, ocurren gradaciones entre las diferentes ignimbritas y entre las diferentes facies dentro de un mismo depósito.

Además hay transiciones entre flujos piroclásticos y depósitos de surge piroclásticos. Tal diversidad en las características de los depósitos ha causado similar diversidad en las inferencias del medio de transporte y los procesos de emplazamiento. La mayoría de los autores usan el termino flujo piroclástico implícitamente para una corriente de densidad piroclástica de concentración alta de partículas como el opuesto al surge piroclástico de baja concentración de partículas. Freundt et al., (2000) usan el termino corriente de densidad piroclástica para evitar implicaciones especificas sobre la naturaleza del flujo o si fue una

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mezcla en movimiento de gas y piroclastos a lo largo del campo, conducido principalmente por la gravedad.

En este estudio se usa el término ignimbrita para depósitos de flujo piroclástico de gran volumen y alto grado de soldamiento para no entrar en contraposición con la literatura existente y las recomendaciones del INGEOMINAS (Figura 5).

Figura 5. Afloramientos de Ignimbritas en el sentido en las cuales se aprecia el cambio de coloración en las pómez que pasan de blanco, a marrón y finalmente a negro (señalado por las flechas) debido al soldamiento del depósito (Arnosio, 2006).

5.3.6 Avalanchas de escombros

Una avalancha de escombros es un flujo seco de rocas producido por el derrumbe de una parte del edificio volcánico. La masa de rocas o avalancha está compuesta por pedazos gigantes del volcán que se mueven por gravedad hacia las partes bajas del mismo. El derrumbe del edificio volcánico puede tener varias causas, como la intrusión de un nuevo cuerpo de magma por debajo del aparato volcánico que causa su desestabilización, haciendo que se derrumbe. El caso mas conocido es el del volcán Santa Helena, Estados Unidos, ocurrido el 18 de mayo de 1980.

Otras causas que pueden provocar el derrumbe de un volcán son: la actividad sísmica intensa o la alteración de las rocas del edificio debido a la infiltración de agua lluvia, casquetes de hielo, etc. Estos últimos ejemplos pueden ocurrir incluso sin que el volcán se encuentre en actividad, lo que hace muy difícil pronosticar su ocurrencia y por ende su mitigación (Figura 6).

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Las avalanchas son flujos granulares de roca que se mueven a grandes velocidades (alrededor de 100 km/h) por las pendientes del volcán. Estos flujos pueden transportar enormes pedazos del volcán (mega - bloques) que tienen varios centenares de metros de longitud. Un fenómeno de esta naturaleza destruye todo lo que encuentra a su paso, incluso a grandes distancias desde la fuente. Están constituidos por fragmentos de rocas, suelo, vegetación y hasta 10% de agua que se mueven por la acción de la gravedad sobre los flancos de un volcán.

Figura 6. Una avalancha de escombros escurre ladera debajo de un volcán hacia el fondo del valle. Muchas avalanchas de escombros se convierten en flujos de escombros y viajan decenas de kilómetros desde el volcán. Nótese la forma de herradura del cráter en el lado del volcán el cual es la cicatriz creada por la avalancha. (Esquema realizado por B. Myers. Tomado del Glosario Fotográfico del USGS)

5.3.7 Depósitos de flujos de escombros y de flujos de corriente caracterizados por su dominante composición volcánica

Los espesores resultantes y tamaños máximos de partículas son similares o mayores a los encontrados en sus correspondientes no volcánicos. Debido a esto, se encuentran tanto cuerpos que contrastan con las características de la sedimentación fluvial normal, como cuerpos que mezclan procesos volcánicos y sedimentológicos, cuyas estructuras sedimentarias reflejan el acomodamiento a las condiciones autogénicas. En cuanto a su origen, pueden derivarse de la extrusión directa de material del vent, de transformaciones por la dilución de corrientes piroclásticas densas o ser el resultado de procesos de resedimentación Sin o Post - Eruptiva. En algunos casos, la acumulación sucesiva de diferentes

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eventos de flujo genera agradación inducida por vulcanismo (Herrera & López, 2003).

Debido a su contenido elevado de material fino (limo y arena), los depósitos de flujo de escombros son muy viscosos y densos, por lo cual se asemejan a coladas de concreto que les permite transportar grandes bloques de roca, árboles, casas, automóviles, etc., por varios kilómetros. Tienden a canalizarse por los bajos topográficos y pueden moverse incluso en áreas de poca pendiente, por lo que pueden llegar mucho más lejos que otros peligros volcánicos. Por lo tanto, las zonas que pueden ser fácilmente mas afectadas por los depósitos de flujo de escombros son aquellas de bajo relieve topográfico (Foto. 7)

Foto 7. Emplazamiento de un flujo de escombros a partir de un evento lahárico en el Volcán Merapi en la isla de Java, Indonesia. Nótese la densidad de la fase fluida y el tamaño de los bloques arrastrados por el depósito. (Levigne et al., 2006).

Están constituidos por una mezcla de agua y material de diferente tamaño, que va desde milímetros hasta metros, que se mueve por la acción de la gravedad a lo largo de los canales que drenan el volcán. El contenido de agua puede variar desde 10% hasta 60% del volumen del flujo.

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Un aspecto importante de los flujos de escombros es que se pueden originar durante o después de una erupción. Esto se considera como un peligro volcánico de tipo secundario, dado que el material producido por los depósitos volcánicos primarios (caídas y flujos esencialmente) no están consolidados y fácilmente pueden ser removilizados por lluvias torrenciales y por los manantiales de las laderas del volcán.

Los depósitos no volcánicos presentan asociaciones litofaciales que pueden resultar de la confluencia de factores autogénicos y alogénicos. La ausencia de fragmentos derivados de erupciones no necesariamente indica períodos de quietud en el área fuente volcánica.

5.3.8 Depósitos de Caída Piroclástica

Durante las erupciones de tipo explosivo el magma es contenido en el interior del volcán a presiones tan elevadas que al momento en que ocurre una explosión, el magma se rompe en pedazos formando fragmentos de pómez, rocas, ceniza y gases. La explosión proyecta el material volcánico a velocidades supersónicas formando en ocasiones columnas eruptivas verticales.

Parte de estos fragmentos también pueden ser lanzados violentamente como proyectiles balísticos en las cercanías del cráter. Cuando esto sucede, los proyectiles se impactan contra el terreno, se parten en pedazos y forman grandes agujeros o presiones. Este fenómeno ha ocurrido en erupciones históricas del Volcán Nevado del Ruiz o del Volcán Cerro Bravo.

La velocidad inicial de la explosión le da el empuje necesario a la columna eruptiva para ascender verticalmente. Conforme esto ocurre, la columna atrapa y se mezcla con el aire que lo rodea. Esto ocasiona que la densidad de la columna sea inferior a la del aire, por lo cual la columna empieza a ascender mediante celdas convectivas hasta que la densidad de la columna eruptiva es igual a la del aire. De esta forma, las columnas eruptivas pueden alcanzar varias decenas de kilómetros de altura penetrando la troposfera y la estratosfera. A ciertas alturas, los vientos dominantes transportan el material volcánico de manera lateral alejándolo incluso a distancias enormes del cráter, en zonas en donde si no existieran los medios de comunicación modernos, no sabrían que está ocurriendo una erupción (Foto 8).

Están compuestos por fragmentos de pómez, líticos juveniles, accidentales y ceniza que cubre de forma homogénea la superficie del terreno. Este material es eyectado y sostenido por una columna eruptiva y el material sufre caída libre hacia la superficie como una lluvia de fragmentos sólidos.

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Foto 8. Imagen que muestra que el proceso de emplazamiento de depósitos de caída piroclástica del volcán Etna en Nápoles. Nótese la columna eruptiva eyectada del cráter y el posterior colapso del material piroclástico sobre las construcciones. (Fotografía. Tomada de Viramonte, 2006).

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6 GEOMORFOLOGÍA

La morfología del Altiplano Nariñense es el resultado de la interacción de múltiples procesos que controlan la erosión y el depósito de los materiales existentes en la superficie del planeta Tierra. Estos procesos pueden ser endógenos, tales como el vulcanismo o exógenos como la lluvia o los vientos.

Para la elaboración del mapa geomorfológico se revisó la bibliografía existente, fotografías aéreas y se realizó el Modelo Digital del Terreno (MDT). A partir de éste se generó un mapa de pendientes cuyos índices de inclinación del relieve se encuentran enlistados en la Tabla 5.

Tabla 5. Lista de los índices de inclinación de las laderas (Carvajal & Barreto, 2005)

INDICE DE INCLINACIÓN DE LA LADERA Inclinación Descripción < 5 Plana o Suavemente Inclinada 6 - 10º Inclinada 11- 15º Muy Inclinada 16 – 20º Abrupta 21 – 30º Muy Abrupta 31 – 45º Escarpada > 45º Muy Escarpada

Al Modelo de Elevación Digital se le superpusieron las coberturas de cartografía básica (drenaje, municipios, curvas de nivel) y posteriormente se delimitaron morfométricamente las unidades y subunidades geomorfológicas. Para su descripción se tuvieron en cuenta los parámetros compilados por Carvajal & Barreto (2005).

Es de anotar que las unidades y subunidades geomorfológicas descritas en este capítulo tienen una jerarquía menor que no alcanza el grado de detalle suficiente para estudiar geoformas en el sentido estricto. No obstante, este se considera apropiado para los requerimientos del trabajo de exploración de aguas subterráneas y se ajusta a la propuesta de Carvajal & Barreto (2005). Tabla 6.

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6.1 CARACTERIZACIÓN GEOMORFOLÓGICA GENERAL DEL ALTIPLANO NARIÑENSE

El conjunto de rasgos morfológicos del Altiplano Nariñense está definido principalmente por los diferentes tipos de roca aflorante a los cuales se le han sobreimpuesto procesos volcánicos, denudacionales, fluviales y puntualmente lacustres.

El Altiplano Nariñense está contenido en la geomorfoestructura correspondiente al Sistema Montañoso Orogénico Andino. Esta geomorfoestructura ha sufrido procesos de levantamiento orogénico, con plegamientos asociados localmente con eventos metamórficos sobreimpuestos e intrusiones, lo que ha determinado su configuración en forma de tridente. A su vez, el Sistema Orogénico Andino está conformado por las provincias geomorfológicas de la Cordillera Occidental, la Cordillera Central y la Cordillera Oriental, separadas geomorfológicamente por las provincias de los valles interandinos Cauca – Patía y Magdalena respectivamente (Carvajal & Barreto 2005).

El Altiplano Nariñense hace parte de la Cordillera Occidental y de la provincia geomorfológica del valle interandino Cauca – Patía. La Cordillera Occidental a lo largo de su historia evolutiva ha sufrido procesos de levantamiento, plegamiento, fallamiento, vulcanismo, procesos glaciares y denudativos pluviales. El valle interandino Cauca – Patía ha sido una depresión que a lo largo de su historia ha recibido depósitos volcánicos primarios que posteriormente se pueden haber resedimentado, sufrido procesos pedogenéticos puntuales y denudacionales a diferentes escalas o haber formado depósitos relacionados con la actividad fluvial de la cuenca.

Las unidades que se diferenciaron son de origen volcánico, denudacional, fluvial y lacustre, teniendo como criterio de diferenciación elementos genéticos, morfológicos y geométricos que a su vez se subdividieron en subunidades, las cuales se definieron teniendo en cuenta patrones morfométricos. ANEXOS 2 y 3.

6.2 UNIDADES DE ORIGEN VOLCÁNICO

Son geoformas cuya expresión morfológica está definida por el tipo de roca y su origen relacionado con actividad volcánica tanto antigua como reciente. Asocia el levantamiento de los edificios y el conjunto de los productos de dicha actividad. Esta se divide en: Planicie Túquerres – Cumbal, Colinas Bajas al oriente del Volcán Cumbal, Colinas Bajas de Guaitarilla – Ipiales – Chiles, Edificios Volcánicos Recientes y Edificios Volcánicos Antiguos (Mapa 2).

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Tabla 6. Tabla con las diferentes variables y sus variables tenidas en cuenta para el análisis y descripción de las subunidades geomorfológicas aflorantes en el Altiplano Nariñense.

TIPO DE RELIEVE FORMAS FORMAS LONGITUD DE LADERA DENSIDAD DE DRENAJE DEL VALLE DE LADERA Tipo Elevación Tipo Clase Longitud Descripción Rangos Calificación Montañoso > 500m Artesa Recta < 50m Muy corta < 0.5km / Baja km2 Colina 201 – 499 Forma de V Cóncava 51- 250 m Corta 0.51 – 1km / Moderada m km2 Loma 50 – 200m Forma de U Convexa 251 – 500 m Moderada > 1km / km2 Alta

Montículos 0 – 49m Irregular 501 – 1000 Larga m Compleja 1001 – 2500 Muy larga PATRÓN DE > 2500m Extremadamente FORMA DE DRENAJE larga CRESTA Clase Tipo Paralelo DENSIDAD DE DRENAJE Aguda Subparalelo Rangos Calificación Redondeada Dendrítico < 0.5km / Baja Convexa km2 Amplia Subdendrítico 0.51 – 1km / Moderada Convexa km2 plana Pinado > 1km / km2 Alta Plana Rectangular Plana Disectada

Radial Anular Multicuenca Contorsionado

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6.2.1 Subunidad Planicie Túquerres – Cumbal (Ptc)

Esta subunidad aflora en inmediaciones del casco urbano del municipio de Cumbal, San Diego de Muellamués, al oeste de Guachucal, Santander de Valencia y Túquerres. Es el elemento que por antonomasia representa al Altiplano Nariñense (Foto 14).

Presenta un relieve plano o de montículos muy bajos, con drenajes cortos en patrón subdendrítico de densidad media a baja, cuya incisión es baja a muy baja, por lo que los valles no presentan una profundidad mayor a 5 m. La forma de estos valles es en “v”, de laderas muy cortas, lomas irregulares y formas de crestas planas. Los cauces son sinuosos y relativamente planos, con escaso caudal debido a la alta permeabilidad de las cenizas que la conforman y a la baja precipitación que caracteriza el área.

En la vereda Chautalá, al este del municipio de Cumbal el drenaje cambia de fluir en sentido este – oeste a fluir una parte hacia el norte y la otra hacia el sur por razones que en superficie no fueron esclarecidas ni por los estudios de magnetometría y gravimetría adelantados por INGEOMINAS o la sísmica de reflexión realizada en el marco de este proyecto de investigación

Igualmente hay que tener en cuenta que todos los materiales aflorantes en la subunidad correspondieron a depósitos de origen volcánico primario y no se encontraron depósitos aluviales, ni fluvioglaciares de extensiones areales considerables, tal como lo planteaban González et al. (2002).

6.2.2. Subunidad Colinas Bajas al oriente del Volcán Cumbal (Cbovc)

Esta subunidad se ubica al este del Volcán Cumbal y se deferencia de las Colinas Bajas de Guaitarilla – Ipiales – Chiles porque en el Cumbal la textura es un poco mas rugosa, heterogénea y puntualmente involucra procesos glaciares, mientras que en la otra unidad no hay procesos glaciares sobreimpuestos y las colinas son mas redondeadas y suavizadas.

Tiene un relieve colinado muy bajo, con valles en “v” de poca profundidad y abertura. Las laderas son irregulares y de longitudes variables, proporcionales con la profundidad de los valles. La inclinación de las laderas pueden llegar a ser abrupta y las crestas de las divisorias ser redondeadas o aplanadas. Las pendientes de las geoformas son suaves a moderadas (Foto 10).

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Mapa 2. Distribución de los volcanes actuales y antiguos localizados en el Altiplano Nariñense, en el cual se observa la ubicación de los volcanes Azufral, Cumbal, Chiles y Pajablanca.

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Foto 9. En el centro de la fotografía se aprecia la Planicie Túquerres – Cumbal desde el Volcán Olaya. En la parte baja se observa el municipio de Túquerres y en el extremo oriental, los Domos de Colimba. La imagen está orientada este – oeste (Fotografía por P. A. Ríos).

Foto 10. Paisaje generalizado de la subunidad Colinas bajas al este del Volcán Cumbal (en el centro de la imagen). Nótese la suavidad de las geoformas y la poca diferencia de altura entre las crestas, valles y la baja incisión del drenaje. La fotografía fue tomada desde la subunidad Edificios Volcánico antiguos. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por A. Pinilla).

En este caso la morfología colinada se interpreta de manera más concreta debido a la incisión diferencial de los cauces fluviales en un material joven, relativamente blando y susceptible a la acción del agua lluvia y de las corrientes fluviales. Además en las observaciones realizadas en campo en las cuales se apreció que los topes de las colinas de esta subunidad se encuentran aproximadamente en un mismo nivel, se interpreta como una superficie plana, con inclinación suave hacia el este que posteriormente fue incisada por el drenaje y por procesos glaciares que muy puntualmente estrían las rocas y pulen las laderas superiores.

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6.2.3. Subunidad Colinas Bajas Guaitarilla – Ipiales – Chiles (Cbgich)

Esta subunidad comprende las localidades de Chiles, Carlosama, Aldana, Pupiales, Guachucal, Gualmatán, Contadero, Iles, Sapuyes, Ospina y Guaitarilla. A partir de esto se deduce que esta es la subunidad de mayor extensión areal en la zona de estudio. Tiene un relieve colinado con valles en “v” de diferentes profundidades y aberturas.

Las laderas son irregulares y de longitudes variables proporcionales con la profundidad de los valles y la inclinación de las laderas. Pueden llegar a ser abruptas y las crestas de las divisorias pueden ser redondeadas. El patrón de drenaje es dendrítico a subdendrítico cuya densidad es media y la longitud de los cauces puede llegar a ser moderada (Foto 11). La morfología colinada se interpreta como una consecuencia de la incisión diferencial de los cauces fluviales en un material relativamente blando y susceptible a la acción del agua lluvia y de las corrientes fluviales.

Foto 11. Paisaje generalizado de la subunidad Colinas bajas Guaitarilla – Ipiales – Chiles. Nótese la suavidad de las geoformas y la poca diferencia de altura entre las crestas y los valles. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía por A. Pinilla).

Acorde con las observaciones realizadas en campo, en las cuales se apreció que los topes de las colinas de esta subunidad se encontraban aproximadamente en un mismo nivel, se propuso que en el tiempo de depósito del material, toda la morfología estuvo a una misma altura y posteriormente sufrió procesos erosivos y/o fluviales, dando lugar a la formación de las colinas bajas que caracterizan esta subunidad.

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6.2.4. Subunidad Edificios Volcánicos Recientes (Evr)

Dentro de esta subunidad se encuentran contenidos los edificios volcánicos de Chiles, Cerro Crespo - Nasate, Cumbal, los Domos de Colimba y el sector del Volcán Azufral que aflora en la zona de estudio.

Esta subunidad está conformada por una serie de geoformas relativamente recientes que tienen un relieve montañoso. El drenaje que discurre por sus laderas lo hace radialmente con diferentes longitudes de cauce y grados de incisión, con una densidad media, dejando valles bien marcados en forma de “v” con diferentes grados de profundidad e inclinaciones que van desde muy abruptas a muy escarpadas. Sus laderas son largas o muy largas, de formas rectas o irregulares y sus crestas agudas (Foto 12)

En algunos edificios se presentan procesos de erosión glaciar reciente, especialmente en los volcanes Cumbal y Azufral. Estos se evidencian de manera notoria hacia las afueras de la zona de estudio, en el sector oeste, ya que allí se presentan varios depósitos morrénicos, glaciolacustres y vertientes estriadas. (González et al., 2002)

Foto 12. En primer plano el Volcán Cumbal, donde se aprecia el tipo de laderas, la forma de las crestas montañosas, se infiere la longitud de las laderas y se nota el grado de inclinación de las pendientes. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía por A. Pinilla)

Un elemento importante a describir es la morfología asociada con dos formas circulares que tienen un fuerte contraste topográfico respecto a la planicie Túquerres – Cumbal y a las lavas del edificio antiguo del Cumbal conocidas como “Domos de Colimba”. González et al (2002) consideran que estas geoformas hacen parte de una estructura caldérica mayor que está parcialmente destruida. No obstante, tal hipótesis en este informe no se considera muy aplicable, ya que

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posteriormente se mostrará que para hacer tal presunción se requiere una mayor cantidad de datos geológicos que permitan validar dicha idea (Foto 13).

Foto 13. Vista desde el sur de los Domos de Colimba. (En primer plano) Nótese el contraste con la topografía de la planicie Túquerres – Cumbal. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por A. Pinilla).

En esta subunidad no se presentan procesos de remoción en masa significativos ni procesos de carcavamiento muy pronunciado, posiblemente debido a la edad reciente del material y a su alta competencia.

6.2.5. Subunidad Edificios Volcánicos Antiguos (Eva)

Corresponde a las geoformas asociadas al Volcán Pajablanca, el Remanente Caldérico de Imués, las Lavas del Cumbal Antiguo y las lavas asociadas con los volcanes de Quitasol y Olaya. El Volcán Pajablanca se ubica en el centro del altiplano, al sureste del municipio de Sapuyes. El Remanente Caldérico de Imués se ubica en los alrededores del municipio de Imués, las Lavas del Cumbal Antiguo se localizan al norte del municipio de este mismo nombre y los volcanes de Quitasol y Olaya están al noroeste de los municipios de Túquerres y Guaitarilla.

El tipo de relieve se considera entre colinado y montañoso. La forma de sus valles es en “v” y el patrón de drenaje es dendrítico a subdendrítico, cuya extensión oscila entre 200 y 1000 m. Tiene una densidad de drenaje moderada y la longitud de las laderas oscila entre moderada a larga. La inclinación de sus laderas fluctúa entre abrupta y muy abrupta. La forma de sus laderas es irregular y sus crestas son agudas o parcialmente redondeadas. En el fondo de algunos valles se presenta acumulación de material erodado. Puntualmente se observa sobreimposición de procesos de erosión glaciar y diferentes grados de erosión, por lo que a veces es difícil diferenciar los edificios de las unidades circundantes.

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Un ejemplo es el Volcán Olaya, el cual está circundado por depósitos piroclásticos del Volcán Azufral (Foto 14)

Foto 14. Morfología general del Volcán Olaya en la plancha 428 – IV - B (Estación 599). Se aprecia en primer plano el volcán y en los extremos de la imagen, depósitos piroclásticos asociados con la actividad del Volcán Azufral. La imagen está orientada este - oeste (Fotografía por P. A. Ríos).

Otro ejemplo es el Remanente Caldérico de Imués. Su existencia fue ratificada mediante la cartografía geológica de superficie y los estudios de magnetometría y gravimetría que adelantó INGEOMINAS en el área (Foto 15). Respecto a su morfología se puede decir que corresponde a una gran estructura volcánica de forma groseramente cónica, truncada en su ápice que tiene una abertura en el sector noreste, la cual es el orificio por donde salieron los productos piroclásticos. Hacia el sur las laderas son rugosas y afectadas por procesos de remoción en masa y carcavamiento en el perfil de meteorización (Foto 16).

6.3 UNIDADES DE ORIGEN DENUDACIONAL

Estas unidades incluyen las geoformas cuya expresión morfológica está definida o acentuada por la acción combinada de procesos moderados a intensos de meteorización, erosión y transporte, originado por movimientos asociados con procesos gravitacionales que han modificado y dejado sus remanentes en la topografía y que además crean nuevas geoformas por acumulación de sedimentos.

Foto 15. En el centro se aprecia el remanente caldérico de Imués en el sector norte. Nótese los bordes de la estructura y la abertura orientada hacia la esquina inferior izquierda por donde se observa el derrame de los depósitos piroclásticos. La imagen está orientada norte – sur. (Fotografía por A. Pinilla).

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Foto 16. Vista de la ladera sur del remanente caldérico de Imués en la que se aprecian los diferentes depósitos dejados por los procesos de remoción en masa. Al tope se aprecia un sector conocido como “La loma Combujes”. La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por A. Pinilla)

6.3.1 Subunidad Depósitos de detritos y pendiente (Ddp)

Esta subunidad se restringe al extremo noroeste de la zona de estudio, en la vereda de Pueblo Viejo del municipio de Piedrancha y al norte de la Laguna Cumbal. En la zona de estudio estos depósitos tienen diferentes escalas, por lo que no se pudieron representar todos. No obstante, los depósitos cartografiados tienen un relieve planar o lobular que se desarrolla en los cambios de pendiente. Su longitud puede variar de corta a moderada. Las pendientes pueden ser abruptas y generalmente estar formadas por bloques rocosos y material inconsolidado que desarrollan grietas aprovechadas por el drenaje de manera paralela o subdendrítica. La densidad del drenaje en esta subunidad es media y la longitud de sus laderas puede ser corta a moderada y de forma levemente cóncava.

Se encuentran relacionadas con cambios morfológicos fuertes generados por los movimientos de las fallas, facilitado por la deleznabilidad del material, la alta tasa de pluviosidad en el sector y porque el material piroclástico proveniente del Volcán Azufral se encuentra inconsolidado (Foto 17).

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Foto 17. Aspecto general de un depósito de pendiente en el sector occidental de la zona de estudio. Nótese la angularidad de los fragmentos rocosos involucrados en los depósitos. La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por A. Pinilla)

6.3.2 Subunidad Bloques de Deslizamiento Combinado (Bdc)

Estos bloques están contenidos en su gran mayoría en las depresiones topográficas de los ríos Guáitara y Sapuyes y en el extremo este de la zona de estudio. Son depósitos de caída de roca producidos por procesos de remoción en masa vertical o lateral que presentan diferentes escalas y la mayoría actualmente se encuentran inactivos. Se diferenciaron principalmente teniendo como criterio la presencia del bloque deslizado o el depósito que haga sus veces y la cicatriz en el terreno que marca el sitio de donde se desprendió el material (Foto 18).

Son una serie de geoformas alomadas de aspecto planar o lobular de longitud corta a larga y abrupta a muy abrupta. Su aspecto es caótico y están formadas por bloques rocosos y detritos superficiales separados por grietas en donde el drenaje es ausente o desordenado y los niveles de acumulación se encuentran en diferentes alturas en las laderas. Su espesor puede sobrepasar los cientos de metros.

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Foto 18. Serie de deslizamientos antiguos que se reactivan hasta formar la topografía donde se desarrolla la población de Pilcuán. Nótese que los escarpes se insinúan hasta la parte superior de la montaña. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía por P. A. Ríos).

Algunos procesos son marcados por cicatrices en forma de “Golpe de Cuchara”, una superficie por donde se deslizó el material y su correspondiente depósito. Es de resaltar que algunos de los procesos de remoción en masa se han dado en lugares aledaños a asentamientos humanos de diferentes proporciones, lo que implícitamente está representando la existencia en algunos sectores (fotos 18 y 19) de amenaza por procesos de remoción en masa, la cual amerita ser estudiada en otra investigación.

6.3.3 Subunidad Cicatrices de deslizamiento

Estas cicatrices están contenidas en su gran mayoría en las depresiones topográficas de los ríos Guáitara y Sapuyes en el extremo este de la zona de estudio. En el sector noreste se han presentado procesos de remoción en masa que fueron descritos en el aparte anterior. Los escarpes son formados en sustratos rocosos de pendientes abruptas y laderas rectas o irregulares, cuyo origen es asociado a sobresaturación y desprendimiento de rocas y / o suelos.

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Foto 19. Serie de cicatrices antiguas de deslizamiento al norte de la población de Pilcuán. Nótese el tamaño variable de cada cicatriz. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por A. Pinilla)

6.4 UNIDADES DE ORIGEN FLUVIAL Y LACUSTRE

Las subunidades de origen fluvial y lacustre están originadas por el efecto erosivo y acumulativo de las corrientes de los ríos y la sedimentación de materiales en las depresiones topográficas asociadas a los cauces de los ríos Guáitara, Sapuyes y a la Laguna Cumbal. En los ríos forman acumulaciones de fragmentos rocosos subangulares a subredondeados cuya composición está dada principalmente por las lavas andesíticas grises y esporádicamente rojas. En la Laguna Cumbal son acumulaciones de arena fina a limo ricas en material orgánico. Su procedencia son los depósitos volcánicos preexistentes en los alrededores.

6.4.1 Subunidad Depósitos de Terraza Aluvial Reciente (Dtar)

Esta subunidad está formada por acumulaciones en los cauces actuales de depósitos de material suelto. Estos depósitos constan de bloques y gravas de rocas volcánicas en una matriz de arena gruesa o gravas medias a finas. La mayor extensión se presenta en los cauces del río Guáitara y en la parte baja del río Sapuyes (Foto 20). Está conformada por llanuras de inundación, depósitos de terraza aluvial, barras longitudinales y puntuales en los cauces actuales de los ríos principales. Las terrazas presentan varios niveles de depósito (los cuales también se cartografiaron en este estudio) cuya diferencia de altura es del orden decimétrico a métrico.

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Foto 20. Terrazas aluviales en la parte media - baja del cañón del río Sapuyes. Nótese que se desarrollan diferentes niveles. La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por P. A. Ríos).

Cuando el río Guáitara adopta el curso norte – sur y se acerca a la desembocadura del río Téllez aumenta significativamente la proporción del sedimento en el cauce, favoreciendo la formación de barras longitudinales y no tanto puntuales. Esto informalmente se ha tomado como evidencia de actividad tectónica reciente a lo largo del Río Téllez.

6.4.2 Subunidad Formas Lacustres de Cumbal. (Flc)

Son geoformas planas y horizontales, de poca a nula incisión de drenaje que se originan por el ascenso y descenso del nivel del agua en la Laguna Cumbal (Foto 21). Afloran en la parte baja de la laguna y a los lados del nivel actual del agua. Están constituidas por material detrítico limoso y orgánico. Tiene morfología plana, el drenaje aún no ha incisado la geoforma, lo que se puede interpretar como consecuencia del carácter reciente de la misma. Además, lógicamente no presenta laderas, crestas o valles.

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Foto 21. Aspecto general de la Laguna Cumbal. Nótese las zonas planas aledañas al nivel actual del agua, las cuales fueron cartografiadas como depósitos lacustres. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía capturada por A. Pinilla).

6.4.3 Subunidad Cañón Río Guáitara - Río Sapuyes (Cgs)

Esta subunidad está restringida a las depresiones topográficas del río Guáitara, en el extremo este de la zona de estudio y del río Sapuyes, en el sector noreste. Los cañones de los ríos Guáitara y Sapuyes presentan un relieve de bajos topográficos de valles en “v” muy profundos y muy bien desarrollados por los que discurre un drenaje paralelo a subparalelo debido a su alta pendiente. Presenta muy bajo grado de incisión y la densidad del drenaje en los cañones es media a alta y en las partes más bajas del cauce se puede formar valles de fondos planos con la consecuente formación de terrazas aluviales. Las laderas son complejas, pueden alcanzar hasta 500 m de longitud y la pendiente puede ser muy abrupta (Fotos 22 y 23).

Foto 22. Parte media del cañón del río Sapuyes. Nótese la alta incisión del río, la irregularidad, gran longitud y el patrón de drenaje subparalelo del drenaje que discurre por la ladera. Al fondo, flanco sur del remanente caldérico de Imués. La imagen está orientada norte – sur (Fotografía por A. Pinilla).

Estos cauces son los más significativos de la zona de estudio, puesto que recogen todas las aguas provenientes de los drenajes menores del sector y es sumada a la actividad tectónica que favorece la profundización y ampliación del valle (Foto 23).

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Es importante resaltar que en esta subunidad se presenta la mayoría de los procesos de remoción en masa de la zona, especialmente en el sector noreste.

Foto 23. Fotografía del cañón del río Guáitara en inmediaciones al corregimiento de Pilcuán. Nótese la amplia abertura del cañón, la gran longitud, forma irregular de las laderas, el nivel de terraza por represamiento antiguo del río y la formación de terrazas aluviales recientes. La imagen está orientada este – oeste (Fotografía por P. A. Ríos)

6.4.4 Subunidad Depósitos de Terrazas Antiguas del Río Guáitara (Dtarg)

Esta subunidad aflora en el segmento donde el río Guáitara adopta una dirección norte - sur, desde la localidad de San Juan hasta el límite norte de la zona de estudio. Son depósitos de material suelto o parcialmente consolidado, originado por antiguos represamientos del río formando los niveles superiores de terraza aluvial y un nivel relativamente homogéneo en la ladera del cañón.

Su cima es plana y claramente diferenciable en fotografías aéreas. Las laderas son abruptas y el drenaje solo ha alcanzado a incisarlas en menor proporción y se han presentado pequeños fenómenos de caída de rocas o de deslizamiento de bloques. Estos depósitos constan de bloques y gravas de rocas volcánicas en una matriz de arena gruesa o gravas medias a finas (Foto 24).

Esta subunidad se delimitó no solo teniendo en cuenta parámetros geomorfológicos sino también geológicos, debido a que en algunos sectores se pueden confundir con procesos de deslizamiento de bloques. Por este motivo se hizo necesario tener en cuenta la presencia de cicatrices de deslizamiento, comparar con los diferentes niveles de terraza, la continuidad lateral del depósito

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y en algunos sectores observar la orientación de los clastos. Además en la matriz del depósito de terraza antigua domina una composición volcánica, mientras que en los depósitos de deslizamiento, hay una mezcla de componentes: materia orgánica, fragmentos rocosos y material volcánico.

Foto 24. Terraza antigua en el río Guáitara. Se asocia con antiguos represamientos y desborde del cauce del río. Nótese la altura del nivel de terraza que excede los 10 m. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por P. A. Ríos).

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7 ESTRATIGRAFÍA

A continuación se describen las unidades cartografiadas en superficie en el Altiplano Nariñense (anexos 4 y 5).

7.1 LAVAS ANDESÍTICAS DEL RÍO GUÁITARA (N2LAGT)

La actividad volcánica desarrollada entre el Terciario y el Cuaternario está asociada a diferentes centros de emisión como cráteres y calderas que se consideran extintos o que se encuentran total o parcialmente destruidos. Además el magma parental que dio origen a estas rocas es de afinidad calcoalcalina, relacionado a un ambiente tectonomagmático de margen continental activo. (Murcia & Cepeda, 1991) y (James & Murcia 1984 en González et al., 2002).

Las Lavas Andesíticas del Guáitara afloran en el extremo norte de la zona de estudio, al NE y SE del municipio de Guaitarilla, en la vía que del caserío El Pedregal conduce al municipio de Túquerres y al caserío Pilcuán y en la margen izquierda aguas abajo del río Guáitara. A esta unidad pertenecen los flujos de lavas aflorantes en la Caldera de Girardot delimitada en el Mapa Geológico de la plancha 429 - Pasto de Murcia & Cepeda (1991), las lavas andesíticas de Chirristés, a las lavas andesíticas del cañón del río Guáitara, Cerro Gordo y las lavas de la quebrada La Humeadora.

El cuerpo aflora con forma irregular, más amplia hacia el noreste del municipio de Guaitarilla y luego toma una forma alargada ceñida al cañón del río Guáitara hacia el sur y suroeste. Exhibe espesores aproximados entre 250 y 300 m. Puede presentar porosidad secundaria debida al alto grado de fracturamiento y diaclasamiento.

7.1.1 Litología

Macroscópicamente corresponde a una roca de aspecto masivo, color gris oscuro con textura porfirítica. Generalmente presenta fenocristales de plagioclasa, hornblenda, cuarzo, minerales máficos sin diferenciar (posiblemente magnetita) y ocasionalmente se observaron algunos minerales verdes asociados a piroxenos los cuales se encuentran embebidos dentro de una matriz vítrea de color gris oscuro, la cual constituye entre el 60% y el 70% del total de la roca.

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A partir del análisis con lupa binocular, se determinó un grado de cristalinidad variable entre hipocristalina a hipohialina, equigranular, con tamaño de grano medio entre 1 y 2 mm. La forma de los cristales es euhedral a subhedral, con porcentajes de plagioclasa entre el 16% y 22%, hornblenda 7% a 10%, cuarzo de 3% al 5% y minerales máficos sin diferenciar entre el 1% y 3%. Generalmente la plagioclasa está alterando a sericita y se observan algunas oquedades. Con los anteriores datos se determinó para esta unidad una composición andesítica. Dentro de esta unidad litoestratigráfica se presentaron algunas particularidades, las cuales serán descritas a continuación:

En la vereda El Cid (municipio de Guaitarilla) los flujos de lava presentan aspecto masivo, color rojizo a verdoso y aspecto fibroso, debido al intenso proceso de meteorización sobreimpuesto a las rocas.

Se observaron xenolitos con alto contenido de minerales ferromagnesianos (piroxeno y hornblenda) que pueden servir en futuros estudios como indicadores de profundidad de emplazamiento del magma (Foto 25).

Foto 25. Se observa el aspecto fibroso y los xenolitos de las lavas Andesíticas del río Guáitara aflorantes en la vereda El Cid. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por P. A. Ríos)

En otros afloramientos localizados en la vía que conduce a la vereda El Cid se apreció que la mayoría de flujos de lava presentan diaclasamiento laminar por enfriamiento, fracturamiento y textura brechoide de color rojizo ubicada generalmente en la parte superior de los flujos de lava.

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Es importante tener en cuenta que esta zona se encuentra afectada por una falla subhorizontal de extensión local que pone en contacto las lavas con depósitos de derrubio antiguos (Foto 26).

Los flujos de lava aflorantes en los alrededores de Cerro Gordo se caracterizan por la presencia de plagioclasa zonada, alto grado de fracturamiento y diaclasamiento laminar por enfriamiento (Foto 27).

En los flujos de lavas de Chirristés se observaron brechas de techo y base de color rojizo con alto grado de fracturamiento debido a que se encuentra afectada por una falla de componente Sinextral Normal, determinada a partir de los datos estructurales arrojados por las estrías de falla.

En resumen, esta unidad se caracteriza por la alta densidad de diaclasas por enfriamiento laminar y columnar, textura brechoide, coloración rojiza, brechas de techo y fracturamiento relacionado a una estructura mayor que es la Falla del Río Guáitara.

Los flujos de lava aflorantes al norte de la zona de estudio muestran que el magma que los originó había cristalizado casi totalmente en la cámara magmática, debido a la carencia de vesículas, indicando flujos lávicos poco viscosos con un contenido mínimo de gases (Velásquez & Parra, 2002).

Foto 26. Lavas Andesíticas aflorantes en la vereda El Cid con alta proporción de diaclasas laminares por enfriamiento, fracturamiento y textura brechoide de color rojizo en la parte superior. La imagen está orientada sureste – noreste (Fotografía por P. A. Ríos)

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Foto 27. Diaclasas laminares por enfriamiento, aflorantes en el Cerro Gordo (municipio de Guaitarilla). La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por P. A. Ríos).

7.1.2 Posición Estratigráfica

El basamento de los centros volcánicos aflorantes en el Altiplano Nariñense posiblemente corresponde a rocas Mesozoicas pertenecientes a los Grupos Dagua y Diabásico (Murcia & Cepeda 1991; Velásquez & Parra 2002).

Las Lavas Andesíticas del Río Guáitara están cubiertas discordantemente por espesos depósitos piroclásticos, flujos de escombros e ignimbritas asociados con las siguientes unidades litoestratigráficas: Ignimbrita de Imués (N2Qii), Depósito de Flujo de Escombros de la Quebrada La Rastra (Q1dfer), Depósitos Piroclásticos del Volcán Azufral, Unidad Túquerres (Q2spa1) e infrayacen discordantemente las Ignimbritas y Lavas Andesíticas del Río Sapuyes (N2ilas).

7.1.3 Edad

En el área de estudio, no afloran las rocas sobre las cuales se depositaron las Lavas Andesíticas del Río Guáitara. No obstante, a partir de la correlación estratigráfica con las unidades circundantes, se asume para estas lavas una edad más antigua que las lavas del Panecillo de Tufiño (Ecuador) con 4.6 m.a. K/Ar., Acuater (1987 en Velásquez & Parra, 2002), debido a que las formas volcánicas han sido erodadas completamente, mientras que el Panecillo de Tufiño aún conserva su forma dómica (Velásquez & Parra, 2002).

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En los estudios hechos por OLADE (1982 en González et al., 2002) se realizó una datación radiométrica por el método K/Ar a un flujo de lava “antigua” al este del volcán Azufral, localizado a unos 5 km después del municipio de Imués, por la carretera a Túquerres, que de acuerdo a su localización se asoció en este estudio con las Lavas Andesítica de Chirristés, para las cuales se obtuvo una edad de 4.2 m.a. (Zancleano) que representaría el inicio de la construcción del edificio volcánico del Azufral y también se consideraría como la edad más antigua para los depósitos lávicos que afloran en la Plancha 428 - Túquerres.

7.2 LAVAS ANDESÍTICAS DE LA LOMA COMBUJES (N2LAC)

Se localizan al sur y sureste del municipio de Imués. Los mejores afloramientos se observan en las Lomas Combujes, El Picacho y Alta. Estas lomas representan las lavas del “Remanente Caldérico de Imués”, delimitado en el mapa Geológico de la Plancha 429 - Pasto. (Murcia & Cepeda, 1991). La forma de esta unidad litoestratigráfica está relacionada con una serie de cordones alargados que se encuentran en los altos topográficos, en los alrededores del caserío El Pedregal. Se caracteriza por presentar una morfología abrupta de paredes verticales y pendientes altas (Foto 28).

Foto 28. Se observa la morfología abrupta de las Lavas de La Loma Combujes, relacionada con paredes verticales que generan altas pendientes. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por P. A. Ríos)

7.2.1 Litología

Macroscópicamente la unidad corresponde a una roca masiva de color gris oscuro, textura porfirítica y fenocristales de plagioclasa, cuarzo, hornblenda y piroxeno, dentro de una matriz vítrea, que representa el 60% del total de la roca y el 40% restante corresponde a los fenocristales. De acuerdo con esto, la unidad corresponde a una lava andesítica. En la Loma Combujes, los flujos de lavas que

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se observaron muestran diaclasamiento laminar por enfriamiento y evidencias de meteorización.

7.2.2 Posición Estratigráfica

La unidad de Lavas Andesíticas de la Loma Combujes, se encuentra cubierta discordantemente por el suelo actual e infrayacida por las lavas andesíticas e ignimbritas aflorantes en el río Guáitara.

7.2.3 Edad

Esta unidad se puede crono-correlacionar con las Lavas Andesíticas del Guáitara (N2lagt) y de acuerdo con esto se puede asumir para ellas una edad Plioceno Temprano, teniendo en cuenta la datación realizada a unas lavas “antiguas” con edad de 4.2 m.a. K/Ar (OLADE 1982 en González et al., 2002).

7.3 LAVAS ANDESÍTICAS DE QUITASOL Y OLAYA (N2LAQO)

Esta unidad aflora en la vía que del municipio de Túquerres conduce al corregimiento de Providencia, ocupando el extremo noroeste de la plancha topográfica 429 – III - A y el extremo noreste de la plancha topográfica IGAC a escala 1:25.000 428 – IV - B. Aflora en una geoforma semi-redondeada cuya dirección es oeste – este. Hace parte de una caldera, delimitada por Murcia & Cepeda (1991) en el Mapa Geológico de la Plancha 429 - Pasto.

Sus mejores afloramientos se encuentran en una cantera, localizada en la vereda Cumá (municipio de Guaitarilla), en la vía que del municipio de Túquerres conduce al páramo de Quitasol (Quebrada Guayaquila) y en el Volcán Olaya, localizado al sureste del Volcán Azufral.

7.3.1 Litología

En muestra de mano se observa una roca masiva de color gris claro a oscuro. Presenta textura porfirítica, dada por fenocristales de plagioclasa, hornblenda, cuarzo, feldespatos, gohetita y ocasionalmente clorita (como producto de alteración de otros minerales primarios), dentro de una matriz vítrea, criptocristalina, de color gris, que representa entre el 30% y el 40% del total de la roca.

A partir del análisis con lupa binocular realizado a las muestras de roca de la cantera Cumá y del páramo de Quitasol, se determinó para estas lavas un grado de cristalinidad variable entre hipocristalina a hipohialina, equigranular, tamaño de grano medio de los cristales, que oscila entre 1 y 3 mm, formas cristalinas subhedrales y porcentajes de plagioclasa del 20%, hornblenda alterándose a clorita entre 8% y 10%, cuarzo 3% y minerales de hierro por oxidación del 10%. Teniendo en cuenta lo anterior la unidad se clasificó como una lava andesítica.

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Estas lavas andesíticas, exhiben ciertas particularidades que serán descritas a continuación:

En las lavas andesíticas aflorantes en la vereda Cumá (municipio de Guaitarilla) se observó una serie de vesículas rellenas por un mineral de color blanco, posiblemente asociado a zeolitas, o por un mineral de color gris plomo. También presentan alto grado de meteorización evidenciado en la generación de arcilla de color café amarillento hasta rojizo, que muestran procesos incipientes de edafización (formación de suelo), alta proporción de diaclasas laminares por enfriamiento y fracturamiento relacionado a brechas de techo o base, las cuales podrían generar porosidad secundaria en la roca.

Las lavas andesíticas asociadas al volcán Olaya, muestran un aumento en el tamaño de grano de los minerales y en el contenido de los fenocristales de plagioclasa, alcanzando hasta el 50% del total de la roca, los porcentajes de los minerales de Hornblenda oscilan entre el 15% y el 20% los cuales se encontraron embebidos dentro de una matriz de composición vítrea.

En las lavas asociadas a la caldera de Quitasol se observó meteorización esferoidal, presencia de óxidos de manganeso en los espacios entre las diaclasas columnares por enfriamiento y las diaclasas por tectonismo, y en la parte superior de las lavas se está generando un suelo meteórico de color rojo (Foto 29).

Foto 29. Diaclasas por enfriamiento y tectonismo en las lavas andesíticas aflorantes en el páramo de Quitasol. La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por P. A. Ríos)

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7.3.2 Posición Estratigráfica

Las lavas andesíticas de Quitasol y Olaya se encuentran cubiertas discordantemente por un coluvión y por el suelo actual en la cantera de la vereda Cumá. En el páramo de Quitasol la unidad de lavas está cubierta discordantemente por los Depósitos Piroclásticos del Volcán Azufral, Unidad Túquerres (Q2spa1) y por los Depósitos de Caída Piroclástica de Alpán (Q2dcpa).

7.3.3 Edad

Aunque no se observaron las rocas sobre las cuales se depositaron las Lavas Andesíticas de Quitasol y Olaya, se asume a partir de las relaciones estratigráficas con las unidades circundantes, una edad menor a la de las Lavas Andesíticas del Río Guáitara. Posiblemente esta unidad se puede crono-correlacionar con una lava “antigua” datada por el método K/Ar, localizada 5 km después del municipio de Imués en la vía al municipio de Túquerres con una edad de 4.2 m.a., es decir Plioceno Temprano (OLADE 1982 en Gonzáles, et al., 2002), relacionada a las lavas andesíticas conocidas como Lavas Andesíticas de Chirristés, las cuales representarían el inicio de la construcción del edificio volcánico del Azufral.

7.4 LAVAS ANDESÍTICAS DEL CUMBAL ANTIGUO (N2LACA)

El volcán Cumbal Antiguo es una estructura asociada a un borde caldérico que bordea la Laguna Cumbal, la cual posee un diámetro de 9 km. Presenta además un sistema montañoso con drenaje radial que separa las aguas que fluyen hacia el Guáitara y las que fluyen hacia el río San Juan – Mira (OLADE 1982 en González et al., 2002).

Las Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo, se localizan en los alrededores de la Laguna Cumbal (municipio de Cumbal), en las partes altas de la quebrada Río Chiquito, Río Blanco, Río Negro, London, El Cerro y el Corral, en el alto Nascal, Loma La Yegua, Loma Las Lagunetas, entre otros sitios. Sus mejores afloramientos se encontraron en las canteras del sector de Machines en la vía Cumbal – La Laguna (Foto 30). Describe una forma irregular alargada en sentido noreste - suroeste, localizada en el extremo oeste de la zona de estudio ocupando parte de las planchas topográficas IGAC a escala 1:2.500 447-II-A y 428-IV-C. Esta unidad se constituyó en el basamento para este sector de la zona de estudio.

7.4.1 Litología

Se encuentra conformada por rocas masivas de color gris con textura micro- porfídica, textura vesiculada y brechas de techo (Foto 31). Macroscópicamente se encuentra compuesta por fenocristales de plagioclasa y piroxenos (augita e hipersteno) dentro de una matriz pilotaxítica compuesta por microlitos de plagioclasa y minerales opacos en vidrio volcánico de composición intermedia.

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(González et al., 2002). Otra de las características de los flujos de lavas andesíticas del Cumbal Antiguo es la presencia de diaclasamiento laminar por enfriamiento.

Foto 30. Lavas aflorantes en el sector Machines (municipio de Cumbal), en las cuales se observan los flujos de lavas y brechas de techo. La imagen está orientada suroeste - noreste (Fotografía por A. Pinilla).

7.4.2 Posición Estratigráfica

Se encuentran suprayacidas discordantemente por las Lavas Andesíticas Cordadas del Volcán Cumbal (N2Qlacc), los Depósitos de los volcanes Cumbal y Chiles (Q1dcch) y por los Depósitos de Flujo de Escombros Hiperconcentrados de Río Chiquito (Q2dfehch), asociados con la actividad antigua y reciente del Volcán Cumbal.

7.4.1 Edad

De acuerdo con la forma de sus vertientes, las Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo se asemejan a las del Panecillo de Tufiño por lo cual se asume para ellas una edad probable de 4.6 m.a. K/Ar (Acuater, 1987 en González et al., 2002).

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Foto 31. Muestra de mano, en la cual se observa la textura vesiculada de la lava. (Fotografía por P. A. Ríos)

7.5 LAVAS ANDESÍTICAS DE PAJABLANCA (N2LAPB)

Se localizan al norte de la Cantera de Ospina, extendiéndose al este hasta el Cerro Iscuazán, al sur hasta el caserío de La Piedra y al suroeste hasta el caserío de Chires Bajo (municipio de Gualmatán). Sus mejores afloramientos se encontraron en las canteras ubicadas en la vía que de la vereda Consuelo de Chillanquer conduce al municipio de Sapuyes (ANEXO 4 y 5).

La forma determinada a partir de la cartografía geológica realizada en este estudio, corresponde a un cuerpo alargado en sentido noroeste – sureste, el cual difiere de la forma alargada en sentido norte - sur planteada por Murcia & Cepeda (1991) y hace parte de las planchas topográficas IGAC a escala 1:25.000 428-IV- D, 429-III-C, 447-II-B y 448-I-A.

7.5.1 Litología

Esta unidad litoestratigráfica corresponde a una roca masiva de color gris oscuro, con textura porfirítica, matriz afanítica de color gris y una relación matriz: fenocristales de 70% : 30% respectivamente. Se encuentra conformada por fenocristales de plagioclasa zonada, hornblenda, cuarzo y piroxenos, dentro de una matriz vítrea. Puede presentar también cuarzo y minerales máficos (magnetita), González et al., (2002). Con lo anterior se determina para esta unidad una composición andesítica.

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Los flujos de Lavas Andesíticas del Volcán Pajablanca presentan alto grado de diaclasamiento columnar por enfriamiento y fracturamiento producido por la Falla de Guachucal y en el sector de Casa Fría se presenta alto grado de meteorización, generando suelos arcillosos de color rojizo (Foto 32). Éste se observó en las canteras localizadas en la vía que de la vereda Consuelo de Chillanquer conduce al municipio de Sapuyes.

Una de las características importantes del Volcán Pajablanca es su origen efusivo, lo cual facilita que los depósitos de caída piroclástica asociados a él tengan poca extensión areal. En Murcia & Cepeda (1991) se delimita en esta unidad, un cráter antiguo en la cumbre del Cerro Pajablanca.

7.5.2 Posición Estratigráfica

Suprayaciendo discordantemente las Lavas Andesíticas de Pajablanca se observó una sucesión de depósitos de caída piroclástica de color amarillo con tamaño de grano ceniza gruesa, separados por paleosuelos. El espesor de los depósitos de caída piroclástica no supera el 1.80 m de espesor, por lo tanto no fue posible cartografiarlos a la escala del mapa. La distribución areal describe una dirección predominante hacia el suroeste del Volcán Pajablanca (Foto 33).

Foto 32. Flujos de lavas andesíticas del volcán Pajablanca con diaclasamiento columnar por enfriamiento, aflorante en la vereda Consuelo de Chillanquer (vía vereda Consuelo de Chillanquer – municipio de Sapuyes) La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por A. Pinilla).

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Foto 33. Sucesión de depósitos de caída piroclástica intercalados con paleosuelos, del Volcán Pajablanca, localizados en la vereda Casa Fría. La imagen está orientada noreste – suroeste (Fotografía por A. Pinilla).

7.5.3 Edad

Teniendo en cuenta la conservación parcial del edificio volcánico de Pajablanca, se asume una edad ligeramente menor a 4.6 m.a. K/Ar (Acuater, 1987 en Velásquez & Parra, 2002) que es la edad del Panecillo de Tufiño.

7.6 LAVAS ANDESÍTICAS E IGNIMBRITAS DE POTOSÍ (N2LAIP)

Afloran en el cañón del río Guáitara desde la Inspección de Policía de San Juan hasta el Puente Internacional Rumichaca (frontera Colombo – Ecuatoriana). Sus mejores afloramientos se observan en el Puente de Potosí (vía municipio de Ipiales – municipio de Potosí) y en el Santuario de las Lajas. Esta unidad litoestratigráfica presenta forma alargada y está ceñida al cañón del río Guáitara.

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Se relacionan con esta unidad las secuencias uno y dos levantadas por Velandia et al. (2006) en la columna estratigráfica de Las Lajas y agrupadas en este informe para hacerlas cartografiables a la escala del trabajo. Constituyen el basamento en este sector del área de estudio.

7.6.1 Litología

Esta unidad se encuentra compuesta por la intercalación de depósitos ignimbríticos los cuales predominan sobre los flujos de lavas aflorantes tanto en el sector de Las Lajas como en el sector de puente Potosí.

La sección basal de las Lavas Andesíticas e Ignimbritas de Potosí es una roca masiva con algún grado de diaclasamiento laminar por enfriamiento, color gris oscuro, tamaño de grano muy fino, textura porfirítica y matriz afanítica, que le otorgan una apariencia de basalto. Composicionalmente corresponde a una lava andesítica (Foto 34).

Los flujos de lava basales, se encuentran suprayacidos discordantemente por un depósito ignimbrítico, el cual fue descrito como un flujo piroclástico de gran volumen, cuya matriz presenta tamaño de grano ceniza fina a media y composición ácida, el cual está embebiendo fragmentos de pómez aplastada y fragmentos líticos de lavas andesíticas porfiríticas de color gris. La matriz presenta diferentes grados de compactación y soldamiento.

Foto 34. Lavas basales de composición andesítica aflorantes en el santuario de Las Lajas, a nivel del río Guáitara. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por A. Pinilla).

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Adosados a la pared de la ignimbrita se observaron una serie de depósitos de flujos de escombros clasto soportados, compuestos por fragmentos de lavas andesíticas con textura porfirítica de color rojo, indicativo de oxidación térmica y fragmentos de bombas volcánicas con formas subredondeadas cuyo origen puede estar relacionado a un ambiente fluvial o fluviotorrencial? (Foto 35).

Foto 35. (a) Depósito de flujo de escombros clasto soportado emplazados en caliente y adosado a la pared de la ignimbrita. (b) Detalle de una de las bombas volcánicas presentes dentro del flujo de escombros. La imagen está orientada este – oeste y el afloramiento se ubica en el Santuario de Las Lajas (Fotografía por A. Pinilla).

Suprayaciendo discordantemente los niveles anteriores se encuentran una serie de flujos de lava de composición andesítica, color gris, textura porfirítica fina y alta densidad de diaclasas laminares por enfriamiento (Foto 36).

Foto 36. Lavas andesíticas con alta proporción de diaclasas laminares por enfriamiento, observadas en el Santuario de Las Lajas. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por A. Pinilla).

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Suprayaciendo las lavas anteriores se observó un nuevo nivel de ignimbritas, el cual muestra un mayor contenido de matriz con relación a los niveles de ignimbritas inferiores. La matriz del depósito es de pómez y cristales, de color habano y tamaño de grano ceniza fina que embebe fragmentos líticos angulares de lavas andesíticas grises y pómez. Dentro de este depósito se observaron lentes o bolsones de flujos piroclásticos de ceniza y pómez retrabajados posiblemente en un ambiente de alta energía, evidenciado en su aspecto masivo.

Las ignimbritas se encuentran afectadas por fallas locales relacionadas con una estructura mayor como lo es la Falla del Río Guáitara. En algunos sectores las ignimbritas presentan una alteración de color blanco dada por la presencia de minerales carbonatados. La sucesión de depósitos en este sector finaliza con nuevos flujos de lava de color gris y composición andesítica.

Otro de los sitios importantes donde aflora esta unidad es el sector del Puente de Potosí, (vía municipio de Ipiales – municipio de Potosí) donde se observó una serie de flujos de lava y depósitos retrabajados (flujos de escombros y depósitos piroclásticos removilizados) similares a los observados en el sector de las Lajas.

La sección basal de la columna para este sector corresponde a depósitos ignimbríticos suprayacidos por flujos de lavas con un espesor de 60 m, que a la vez son suprayacidos por lentes de depósitos piroclásticos ricos en pómez, los cuales representan el límite entre la secuencia uno y dos levantada por Velandia et al. (2006). También se encontraron flujos de lava con lajamientos en forma de arco (lavas con fractura concoidea) y apilonamientos sucesivos de los mismos, brechas de base y techo de color rojizo producto de oxidación térmica en el momento de su emplazamiento y flujos de lavas masivas en medio de las zonas de brechas. En los alrededores del puente de Potosí se observaron flujos de lavas de composición andesítica, de colores variables entre gris, rojizo y violeta con textura porfirítica. Se caracterizan por presentar textura vesiculada, escoriácea, encebollada, diaclasas por enfriamiento laminar, columnar, lavas brechoides y fractura concoidea por acción térmica. La matriz es microlítica, hialocristalina con vesículas rellenas por zeolitas (aluminosilicatos) y minerales de alteración hidrotermal, uno de ellos con forma de “huevos de araña” que corresponde a Aragonito.

Se encontraron también una serie de depósitos de flujos de escombros piroclásticos removilizados y adosados a las paredes de los flujos de lavas, que muestran procesos similares a los observados en el sector de Las Lajas. La presencia de vesículas en los flujos de lavas andesíticas del Puente de Potosí puede indicar que fueron originados a partir de flujos lávicos viscosos con alto contenido de gases y cuya fuente de emisión posiblemente esté localizada ya sea en los volcanes colombianos como El Encino, La Victoria o en los volcanes Ecuatorianos localizados cerca de la frontera como el Volcán La Envidia, La

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Quinta, Chulamuéz, Horqueta, Potrerillos, Cerro Payurco, Caldera de Chalpatán, entre otros (Mapa 3).

Las ignimbritas aflorantes en los alrededores del Puente de Potosí son depósitos matriz soportados con grandes bloques, acompañados por depósitos de cenizas co - ignimbríticas y fragmentos de pómez amarilla con tamaño de grano lapilli, los cuales están suprayacidos por flujos de lava.

7.6.2 Posición Estratigráfica

Los flujos de lava andesíticos aflorantes en el Santuario de Las Lajas (municipio de Ipiales) y los flujos de lava e ignimbritas aflorantes en el Puente de Potosí son crono - correlacionables entre sí, pero de acuerdo con las características litológicas y texturales que diferencian unas de otras, hacen pensar que posiblemente provengan de diferentes fuentes volcánicas.

Esta unidad es crono - correlacionable con las Lavas Andesíticas del Río Guáitara (N2lagt) y se encuentra suprayacida discordantemente por la unidad de Depósitos de Flujos Piroclásticos de Los Chircos (N2Qfpch) dado que la actividad volcánica en esta época en el Altiplano Nariñense es relacionada con el pico de máxima actividad orogénica de los Andes (Stern, 2004).

7.6.3 Edad

De acuerdo con las relaciones estratigráficas se asume para esta unidad una edad igual o un poco más reciente de 4.6 m.a. teniendo como referente la datación K/Ar del Panecillo de Tufiño (Acuater, 1987 en Velásquez & Parra, 2002).

7.7 IGNIMBRITAS Y LAVAS ANDESÍTICAS DEL RÍO SAPUYES (N2ILAS)

Las Ignimbritas y Lavas Andesíticas del Río Sapuyes afloran en el cañón del Río Sapuyes ubicado al norte de la zona de estudio y se extiende hasta su desembocadura en el río Guáitara. Sus mejores afloramientos se observan en el sector de Puente Ospina (vía Túquerres – municipio de Ospina) (anexos 4 y 5).

La unidad está compuesta por intercalaciones de flujos de lava de composición andesítica, ignimbritas, flujos piroclásticos cuya matriz tiene un tamaño de grano ceniza fina con fragmentos líticos y flujos de escombros en el sector de Puente Ospina. Esta unidad muestra variaciones laterales en sentido oeste - este. En el sector de Puente Ospina abundan los depósitos de flujos de escombros sobre los flujos piroclásticos pero a medida que nos acercamos hacia el municipio de Ospina cambia la relación de abundancia, predominando los flujos piroclásticos sobre los flujos de escombros.

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Mapa 3. Distribución de los volcanes localizados en el arco volcánico Ecuatoriano (Tomada de Cities on Volcanoes 4, 2006)

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7.7.1 Litología

Los flujos de lavas observadas en el cauce del Río Sapuyes se caracterizan por tener una composición andesítica, color gris y estructura masiva, los cuales están siendo suprayacidos por ignimbritas. En el caso de los flujos piroclásticos aflorantes en la margen izquierda aguas abajo del Río Sapuyes tiene una relación matriz : armazón variable entre 60% : 40% a 70% : 30%. Los clastos presentan selección regular, baja esfericidad y redondez y bajo grado de compactación como consecuencia del alto grado de alteración que está sufriendo el depósito.

La fracción fina se encuentra compuesta por cristales de biotita y fragmentos milimétricos de líticos de lavas grises y rojas con tamaño de grano ceniza fina. En algunos sectores se observó que la matriz presenta una coloración rojiza relacionada con procesos de meteorización (Foto 37).

La fracción gruesa está compuesta por clastos de lavas grises, rojas y algunos fragmentos de pómez de color habano. El tamaño máximo de los clastos es de 30 cm, el promedio de 8 cm y el mínimo de 1 cm Los fragmentos son subangulares a subredondeados y tienen baja esfericidad y redondez.

En el sector de Puente Ospina también aflora una serie de flujos de lavas y depósitos de flujos piroclásticos y de escombros que hacen parte de la secuencia del río Sapuyes. Está conformada por la intercalación de los flujos de lavas hacia la base con textura porfirítica, depósitos de flujos piroclásticos de composición intermedia, cuya matriz presenta un tamaño de grano ceniza fina con alto contenido de anfíboles y fragmentos de material vegetal carbonizado.

Foto 37. Flujo piroclástico cuya matriz muestra una coloración rojiza por alteración, aflora en la margen izquierda aguas abajo del río Sapuyes en la vía municipio de Túquerres- El Pedregal. La imagen está orientada este – oeste (Fotografía por P. A. Ríos).

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Suprayaciendo el depósito anterior, se encontraron depósitos de flujos de escombros de gran espesor, con lentes de arenas que evidencian la acción fluvial en su formación. La fracción fina está compuesta por cristales de hornblenda, feldespato, cuarzo, vidrio y fragmentos de pómez y líticos con tamaño de grano ceniza gruesa. La fracción gruesa está dada por fragmentos líticos de lavas grises y verdes que ocasionalmente presentan textura vesiculada.

7.7.2 Posición Estratigráfica

Se encuentra suprayacida discordantemente por los Depósitos Piroclásticos del Volcán Azufral, Unidad Túquerres (Q2spa1) y en la vía que de la vereda San Joaquín conduce al caserío de Pilcuán se observó el contacto discordante entre los depósitos de flujo piroclásticos de esta unidad con depósitos de flujos piroclásticos de la unidad Depósitos Volcánicos de Las Lajas (Q1dl).

7.7.3 Edad

De acuerdo a su relación con las unidades circundantes se asume para esta unidad una edad Plioceno.

7.8 LAVAS ANDESÍTICAS DE MACAS (N2LAM)

Esta unidad aflora en la vereda Macas, en la vía que del municipio de Carlosama conduce al municipio de Cumbal. Se caracteriza por tener una distribución areal muy puntual. Su mejor afloramiento se encuentra en una cantera localizada en el extremo noreste de la plancha topográfica IGAC a escala 1:25.000 447-II-D en límites con la plancha topográfica IGAC a escala 1:25.000 447-II-B, enmarcada dentro de las coordenadas planas X: 589.977 y Y: 927.825.

7.8.1 Litología

Corresponde a una roca masiva de color gris oscuro que hacia la base del afloramiento presenta textura porfirítica, acompañada por brechas de base y techo que le otorgan a la roca una coloración entre gris y verde. Macroscópicamente se encuentra conformada por cristales de plagioclasa, cuarzo, hornblenda y minerales máficos sin diferenciar en muy baja proporción embebidos dentro de una matriz afanítica confiriéndole a la roca una composición andesítica.

Esta unidad está siendo suprayacida por un nuevo flujo de lava de la misma composición pero con textura escoriácea y una coloración que varía entre roja, verde y violeta dada por el alto grado de meteorización que está alterando la roca (Foto 38). Otra de sus características es la presencia de fractura semicircular (fractura concoidea).

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Foto 38. Cantera de Macas, se observan los flujos de lavas y las brechas de base y techo que tienen una coloración rojiza, verde y violeta. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por A. Pinilla)

El origen de estos flujos de lava están relacionados con el comienzo del vulcanismo en la zona de estudio, el cual se dio individualmente en el tiempo y se extinguió la mayoría de las veces. Los flujos de lavas del Guáitara y Macas están asociados más con la formación de varios centros de emisión de lavas que fuentes de volcánicas como Pajablanca, Cerro Negro del Encino y Cumbal Antiguo. Asocian destrucción parcial del edificio (Velásquez y Parra, 2002).

De acuerdo con los estudios realizados por INGEOMINAS como magnetometría, Gravimetría y Sondeos Eléctricos Verticales se observó que los flujos de lavas de Macas son superficiales, puntuales y no tienen una distribución amplia a nivel del subsuelo. Sólo se aprecia que está asociada zona topográficamente elevada y no tienen continuidad lateral, lo que permite inferir que se encuentran desconectadas de centros volcánicos cercanos como el Volcán Pajablanca o el Volcán Cumbal.

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7.8.2 Posición Estratigráfica

En la zona de estudio no aflora el basamento sobre el cual se depositaron las Lavas Andesíticas de Macas, por lo tanto no se pudo determinar la unidad que las infrayace. Se encuentra suprayacida discordantemente por los Depósitos Volcánicos de Rumichaca (Q1dr).

7.8.3 Edad

A partir de las características morfológicas del paisaje y su perfil de meteorización, se le asigna a esta unidad una edad relacionada con la actividad volcánica de finales del Plioceno (Velásquez & Parra, 2002).

7.9 DEPÓSITOS DE FLUJOS PIROCLÁSTICOS DE LOS CHIRCOS (N2QFPCH)

Los Depósitos de Flujos Piroclásticos de Los Chircos afloran al sureste del municipio de Ipiales. Su mejor afloramiento se encuentra en la vía que del Puente de Potosí conduce al caserío de Las Lajas (sector Los Chircos).

7.9.1 Litología Están compuestos por la intercalación sucesiva de depósitos de flujo piroclástico, flujos de escombros y la presencia esporádica de canales aluviales. La matriz de los depósitos de flujo piroclástico se caracteriza por tener un tamaño de grano ceniza fina acompañada por fragmentos de pómez de composición ácida. En el sector de Puente de Potosí – Las Lajas esta unidad se encuentra formada por la intercalación de flujos piroclásticos con espesores métricos dentro de los cuales se observan depósitos relacionados con canales aluviales que contienen algunos fragmentos de rocas metamórficas, relacionados con rocas del basamento (Foto 39).

Foto 39. Depósito de canal aluvial dentro de uno de los niveles de depósitos de flujos piroclásticos de espesor métrico en la vía Puente Potosí – corregimiento de Las Lajas. La imagen está orientada noreste - suroeste (Fotografía por A. Pinilla).

En la entrada al caserío de Las Lajas (sector Los Chircos), se observó una capa cuya matriz tiene un tamaño de grano ceniza fina, color gris y diaclasamiento

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columnar, anteriormente descrita por Velandia et al. (2006), en la columna estratigráfica de Las Lajas como ignimbrita, pero en este trabajo se redefinió como flujo de escombros con relación matriz: armazón 70% : 30%. La fracción gruesa del depósito está formada por clastos redondeados a subredondeados de fragmentos de pómez, los cuales generalmente están dentro de lentes o bolsones. Se presentan vesículas de deshidratación como una de las características para su identificación (Pulgarín (2006), comunicación verbal). La sucesión termina con un depósito de flujo piroclástico con matriz tamaño de grano ceniza gruesa y fragmentos líticos grises con textura escoriácea, capa muestreada, por el grupo de trabajo de Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación (Tomo III).

Los depósitos de flujo de escombros presentes en esta unidad, fueron observados en los sectores de Rumichaca (en el parqueadero de la Aduana Colombiana, Anexo 7) y Las Lajas. La presencia de depósitos de flujos de escombros y canales aluviales dentro de los depósitos de flujo piroclástico indica que en la unidad de Los Chircos se dieron al mismo tiempo procesos netamente volcánicos con la intervención de procesos fluviales. Se caracteriza por presentar espesores mayores a 4 m en cada unidad de depósito.

Al oeste del municipio de Ipiales, en la vía que conduce al centro recreacional sobre el río Guáitara, afloran de manera puntual una serie de depósitos piroclásticos, en la cantera de Puente Nuevo, los cuales fueron descritos en la columna estratigráfica levantada por Velandia et al. (2006) en el sector de Puente Nuevo. En este lugar se observaron una serie de depósitos de flujos piroclásticos con lentes compuestos por fragmentos de pómez, fragmentos líticos de lavas envueltos en una matriz de vidrio volcánico que suprayacen depósitos ignimbríticos.

Estos depósitos se encuentran conformados hacia la base por bloques métricos de lavas suprayacidos por depósitos de flujos piroclásticos con lentes arenosos y de gravas. Presentan una relación matriz: armazón variable entre 80% : 15% hasta 60% : 40%. La fracción fina está conformada por cristales de vidrio volcánico, feldespatos, anfíboles y cuarzo con tamaño de grano ceniza fina a gruesa de color gris generalmente. Se pueden presentar cambios en el color como consecuencia de la meteorización que está ocurriendo en el depósito. La fracción gruesa está conformada por fragmentos líticos de lavas grises, negras y rojas con textura vesicular y escoriácea. De acuerdo con la distribución de los depósitos en este lugar se asume que se trata de una secuencia depositada en una cuenca aislada y que de acuerdo con el grupo de trabajo de Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación (Tomo III) se puede correlacionar con algunas capas de la columna estratigráfica de Las Lajas que representan parte de la unidad de Lavas Andesíticas e Ignimbritas de Potosí y por consiguiente con algunas capas de la secuencia dos en la columna estratigráfica levantada por Velandia et al. (2006) y descrita en la columna estratigráfica de Las Lajas. Además de los depósitos piroclásticos descritos anteriormente, se observó que la sucesión

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en este lugar finaliza con la capa superior de depósitos de caída piroclástica de color blanco y composición ácida correspondiente a la unidad litoestratigráfica Depósitos Volcánicos de Rumichaca.

El espesor de la unidad de Depósitos de Flujos Piroclásticos de Los Chircos es de 114.5 m Tomo III (Granulometría y Arcillas) de este proyecto de investigación y en el sector de Puente Nuevo los depósitos tienen un espesor de 35.5 m (Velandia et al., 2006).

7.9.2 Posición Estratigráfica

Los Depósitos de Flujos Piroclásticos de los Chircos se encuentran infrayacidos discordantemente por la unidad de Lavas Andesíticas e Ignimbritas de Potosí (N2laip) y suprayacidos por los Depósitos Volcánicos de Las Lajas (Q1dl).

7.9.3 Edad

Debido a la ausencia de dataciones radiométricas para esta unidad, se asume una edad Plioceno Medio a Plioceno Superior a partir de la correlación estratigráfica con las unidades circundantes.

7.10 IGNIMBRITAS DE IMUÉS (N2QII)

Esta unidad se encuentra localizada en la vía que del caserío El Pedregal conduce al caserío de Chirristés, en el municipio de Imués, vereda El Tablón, vereda San Antonio, vereda Santa Rosa, sector de Pozo Largo, quebrada La Chorrera, entre otras. Además ocupa parte de las planchas topográficas IGAC a escala 1:25.000 429-III-A, B, C y D.

Esta unidad corresponde a un remanente caldérico delimitado por Murcia & Cepeda (1991) como “Caldera de Imués” en el mapa Geológico de la Plancha 429 - Pasto.

En la zona de estudio no existe un registro completo de la sucesión de depósitos que originan este tipo de estructuras, además hay una cubierta piroclástica bastante espesa que los suprayace y dificulta su delimitación. Las explosiones que dan origen a las calderas generan grandes volúmenes de flujos piroclásticos soldados (ignimbritas), derrames lávicos, domos, depósitos de avalanchas de escombros producidas por el derrumbe de una parte del edificio volcánico y flujos de escombros cuando hay mezcla de agua y material volcánico en los flancos del volcán (Macías & Capra, 2005). Este remanente caldérico presenta una forma semicircular no continua, abierta hacia el nor – noreste, en cuyo interior se tiene una morfología plana y una incisión de drenaje que varía de moderado a bajo. Sus mejores afloramientos se encuentran en vía que del caserío El Pedregal conduce a la vereda Santa Rosa y en la quebrada La Chorrera.

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7.10.1 Litología

En el sector del caserío El Pedregal – Vereda Santa Rosa se observó una serie de intercalaciones de flujos de lavas de color rojizo con alto grado de fracturamiento, flujos de lavas de color gris, brechas de lavas rojas, ignimbritas con evidencia de estructuras fiamme, flujos piroclásticos soldados grises, flujos de escombros y avalanchas de escombros con relación matriz: armazón 55%:45%, compuesta por clastos angulares a subangulares de lavas rojas y grises con tamaño de grano máximo de 50 cm, promedio de 15 cm y mínimo de 2 cm y fragmentos de flujos piroclásticos incorporados dentro del depósito (Foto 40).

Foto 40. Fragmentos de pómez aplastada (estructura fiamme), observadas en los depósitos de flujos piroclásticos soldados, aflorantes en la vía caserío El Pedregal – vereda Santa Rosa. (Fotografía por A. Pinilla).

La presencia de formas tabulares, fracturamiento columnar, estructuras fiamme y fragmentos de pómez aplastadas pueden ser generados a partir de magmas espumosos que avanzan en estado líquido a grandes velocidades (Murcia & Cepeda, 1991). En ambas márgenes de la quebrada La Chorrera afloran una serie de depósitos de flujos de escombros relacionados con el Remanente Caldérico de Imués, los cuales presentan alto grado de meteorización otorgándole al depósito distintos grados de competencia. Los flujos de escombros basales son matriz soportados, masivos, compuestos por bloques métricos a decimétricos de lavas porfiríticas grises con alto grado de meteorización y formas subangulares con baja esfericidad y redondez (Foto 41). El depósito anterior está siendo suprayacido de manera neta por un nuevo flujo de escombros con relación matriz: armazón 55% : 45%. La fracción gruesa está conformada por fragmentos de lavas porfiríticas grises, con tamaño de grano promedio de 20 cm y máximo de 1 m La fracción fina

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es cristalina con tamaño de grano ceniza fina con alto grado de meteorización y formación de arcillas.

Foto 41. Depósito de flujo de piroclástico con clastos subangulares de lavas porfiríticas grises, aflorantes en la quebrada La Chorrera. La imagen está orientada norte – sur (Fotografía por P. A. Ríos)

Posteriormente se encontró un nuevo flujo de escombros, matriz soportado, masivo, con mala selección, alto grado de compactación, color crema amarillento y relación matriz: armazón 60% : 40%. La fracción fina está compuesta por cristales de cuarzo, feldespato con tamaño de grano ceniza fina a media y fragmentos de pómez y líticos de color negro y rojo y con alto grado de meteorización. La fracción gruesa está determinada por los fragmentos subangulares a subredondeados con baja esfericidad y redondez de pómez y líticos de lavas de color negro y rojo. El tamaño de grano mínimo es de 1 cm, promedio de 8 cm y máximo de 33 cm.

Una de las características del depósito es la presencia de grietas superficiales en la matriz del depósito que pueden generar porosidad secundaria y favorecer la infiltración del agua lluvia. Además se observaron vesículas de deshidratación, estructuras concluyentes en la definición del depósito como un flujo de escombros. El espesor de este flujo oscila entre 8 m y 10 m

Sobre el flujo anterior se observó un depósito de caída piroclástica de 69 cm de espesor, cuya fracción fina representa el 80% del total del depósito, con tamaño de grano ceniza fina y color blanco amarillento y con procesos intensos de argilización sobreimpuestos. La fracción gruesa está representada por fragmentos de pómez 15% y fragmentos líticos 5%. Suprayaciendo la capa anterior se encontró un nuevo depósito de flujo de escombros con relación matriz: armazón 55% : 45%, color café amarillento, forma lenticular, masivo, con una matriz de

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tamaño de grano ceniza fina, compuesta por cristales de biotita y fragmentos de pómez hasta de 3 cm Los fragmentos que hacen parte de la fracción gruesa presentan formas redondeadas de alta esfericidad y fragmentos líticos de lavas negras y textura afanítica. El espesor del flujo es de 2.5 m.

Otros depósitos de caída piroclástica presentes dentro de la unidad son masivos, de color blanco con tamaño de grano ceniza gruesa para la fracción fina y lapilli medio para la fracción gruesa. Poseen alto grado de meteorización (formación de arcillas), óxidos de manganeso, su espesor aproximado es de 30 m.

En la entrada al municipio de Imués se encontró un conjunto de depósitos de flujos piroclásticos y flujos de escombros. La sucesión de depósitos está compuesta hacia la base por un depósito matriz soportado, selección regular, color café amarillento, relación matriz: armazón 60% : 40%, compuesto por fragmentos subangulares a subredondeados de lavas grises, rojas, con oquedades debido a la alteración de los minerales, de textura fanerítica y clastos con tamaño de grano máximo de 15 cm, promedio de 7 cm y mínimo de 2 cm, contenidos dentro de una matriz cuyo tamaño de grano es ceniza fina a media con cristales de plagioclasa, cuarzo, hornblenda y fragmentos de pómez y líticos de lavas negras. Además el grado de compactación es bajo y exhibe un espesor de 5 m.

Sobre este depósito se encontró una sucesión de depósitos de caída piroclástica de color blanco y café amarillento por meteorización, cuya matriz presenta un tamaño de grano ceniza fina, alto contenido de óxidos de manganeso y minerales máficos. Este depósito es suprayacido por el suelo actual. El espesor total de esta sucesión es de 15 m.

7.10.2 Posición Estratigráfica

Aunque no se observaron las rocas sobre las cuales se acumularon los depósitos pertenecientes al “Remanente Caldérico de Imués” se asume que suprayacen la unidad de Lavas Andesíticas del Río Guáitara (N2lagt). Se encuentran suprayacidos localmente y de manera discordante por los Depósitos de Flujo de Escombros de la Quebrada La Rastra (Q2dfer), por los Depósitos de Flujos Piroclásticos del Volcán Azufral, Unidad Túquerres (Q2spa1) y por un Bloque de Deslizamiento Combinado (Bdc).

7.10.3 Edad

Se determinó para esta unidad una edad Plioceno Medio a partir de las relaciones estratigráficas con las unidades circundantes, otros aspectos como su geomorfología aplanada y la incisión del drenaje, la cual no es tan abrupta como la observada en el cañón del río Guáitara.

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7.11 DOMOS DE COLIMBA (N2Q1DC)

Se localizan en el extremo sureste de la plancha topográfica IGAC a escala 1:25.000 428-IV-C, en la vía que de la vereda Chimangual conduce a la Inspección de Policía de Colimba. Sus mejores afloramientos se observan en una serie de canteras ubicadas al SW de la inspección de Colimba. Los Domos de Colimba morfológicamente son dos estructuras circulares que resaltan en el paisaje plano del valle de Cumbal (González et al., 2002) (Foto 42).

7.11.1 Litología

Se trata de rocas masivas, no vesiculadas, de composición intermedia a ácida, textura porfirítica con fenocristales de plagioclasa, feldespato potásico rosado, biotita, hornblenda, piroxenos (augita y enstatita) y cuarzo bipiramidal dentro de una matriz microcristalina a hipocristalina de color gris claro. La matriz que envuelve los cristales anteriormente mencionados es hipocristalina con vidrio de color pardo oscuro y microcristales de plagioclasa y magnetita. A partir de la naturaleza de los fenocristales y su contenido indican que estas lavas son andesíticas (González et al., 2002).

Foto 42. Panorámica de uno de los Domos de Colimba, que resaltan en el paisaje del altiplano Nariñense. La imagen está orientada sureste - noroeste (Fotografía por A. Pinilla).

Una de las características más relevantes de esta unidad es el alto grado de fracturamiento y diaclasamiento que le otorga al afloramiento el aspecto de un flujo de escombros y no de una roca masiva. Además se observa una coloración roja penetrativa que posiblemente pueda asociarse con oxidación térmica y no con alteración hidrotermal (Foto 43).

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Foto 43. Se observa la coloración roja en las lavas y el alto grado de fracturamiento. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por A. Pinilla).

7.11.2 Posición Estratigráfica

Estas rocas están afectando las Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo (N2laca). Están suprayacidos discordantemente por los Depósitos de los Volcanes Cumbal y Chiles (Q1dcch) y por los Depósitos Piroclásticos del Volcán Azufral, Unidad Túquerres.

7.11.3 Edad

Aunque esta unidad se encuentra bordeando la estructura de la antigua Caldera del Volcán Cumbal, no parecen pertenecer a esa etapa del vulcanismo ya que no se le observan efectos glaciares significativos ni una incisión de drenaje tan marcada como en la estructura caldérica (González et al., 2002). Teniendo en cuenta las apreciaciones anteriores, se le asigna a esta unidad una edad relativa Pleistoceno Inferior.

7.12 LAVAS ANDESÍTICAS CORDADAS DEL VOLCÁN CUMBAL (N2QLACC)

Afloran en el extremo oeste de la zona de estudio, en el flanco este del edificio actual del Volcán Cumbal. Presenta forma alargada y estrecha en sentido oeste – este. Su morfología particular hace que esta unidad se pueda diferenciar muy fácilmente en fotografías aéreas.

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7.12.1 Litología

Es una roca masiva, de composición andesítica y color gris. Esta unidad está definida como una colada de lava con textura cordada, siendo esta la característica más relevante para su identificación a través del análisis de fotografías aéreas.

7.12.2 Posición Estratigráfica

La unidad se encuentra suprayaciendo discordantemente las Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo (N2laca).

7.12.3 Edad

A partir de las relaciones estratigráficas con la unidad de Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo, se asume para esta unidad una edad Pleistoceno Inferior.

7.13 LAVAS ANDESÍTICAS DE CERRO CRESPO – NASATE (Q1LACNN)

Se encuentra ubicada en las planchas topográficas IGAC a escala 1:25.000, 447- II-A y 447-II-C, al NW del municipio de Chiles. Sus mejores afloramientos se observan en la Loma El Tambillo y la Loma El Granizo.

7.13.1 Litología

Corresponden a una roca masiva de color gris oscuro, textura porfirítica con fenocristales de plagioclasa, piroxenos, anfíboles y minerales máficos sin diferenciar, posiblemente magnetita, embebidos dentro de una matriz vítrea afanítica de color gris. Estas lavas tienen una composición andesítica. Se considera esta unidad como un remanente de edificios volcánicos localizados entre los volcanes Chiles y Cumbal moderno, pues asocian estructuras de formas dómicas en las cabeceras de los ríos Blanco y Germagán (Velásquez & Parra, 2002).

7.13.2 Posición Estratigráfica

Estas lavas se encuentran suprayacidas discordantemente por los Depósitos de los Volcanes Cumbal y Chiles (Q1dcch).

7.13.3 Edad

La edad para estas lavas andesíticas se asume a partir de sus relaciones estratigráficas con los edificios volcánicos cercanos como volcán Cumbal, Cerro Colorado, Chiles, obteniendo así una edad cercana al Pleistoceno Inferior (Velásquez & Parra, 2002).

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7.14 IGNIMBRITAS DEL VOLCÁN AZUFRAL (Q1IA)

Estas ignimbritas afloran en el extremo noreste de la plancha topográfica IGAC a escala 1:25.000, 428-IV-C, al sur del edificio actual de Volcán Azufral, en vía que del sector El Espino conduce al municipio de Tumaco. Sus mejores afloramientos se observan en las quebradas Coya, Chilpe, Blanca, El Amarillo, Honda, entre otras. Geomorfológicamente se caracterizan por presentar un grado de incisión alto, evidenciado en la formación de valles en “v” muy profundos, cimas planas y taludes casi verticales.

La distribución y morfología de esta unidad indican que su origen puede estar relacionado a avalanchas de escombros o flujos piroclásticos provenientes del este, pero es difícil determinar sus fuentes (González et al., 2002).

7.14.1 Litología

Corresponde a flujos piroclásticos de ceniza, pómez y bloques de color gris a pardo dependiendo de su grado de oxidación, consolidados, de gran volumen, los cuales rellenan los valles de los ríos Güiza, Guabo, Sapuyes y Pascual y los tramos superiores de algunos de sus afluentes. Son generados a partir de diversas erupciones volcánicas (Velásquez & Parra, 2002).

Algunos de estos depósitos tienen la apariencia de lavas masivas debido a su alto grado de soldamiento. La composición varía de dacítica a riodacítica, formada por cristales de cuarzo, plagioclasa, biotita, hornblenda, feldespatos y opacos dentro de una matriz vítrea y fragmentos de pómez, líticos de lavas y rocas basálticas (basamento del Grupo Diabásico) (González et. al., 2002).

En la vía el Espino – Tumaco, se observaron estructuras de diaclasamiento columnar en las ignimbritas, mientras que las observadas en cercanías a El Espino, son masivas (Foto 44). Esta unidad se encuentra bien compactada y soldada, otorgándole una alta resistencia a la erosión, lo cual ayuda a que conserve la morfología inicial. Los depósitos son correlacionables con la unidad denominada por Parra & Velásquez (2002) como Depósitos Ignimbríticos (N2Q1i).

7.14.2 Posición Estratigráfica

Aunque en la zona de estudio no se observaron las rocas sobre las cuales se emplazaron los depósitos ignimbríticos, se asume que deben estar relacionados con las rocas del basamento (Grupo Diabásico) en los alrededores del Volcán Azufral, pero en la plancha topográfica IGAC a escala 1:25.000, 428-IV-C, el basamento corresponde a la unidad de Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo y suprayacido discordantemente por los Depósitos de Flujos y Oleadas Piroclásticas del Volcán Azufral, Unidades La Calera, La Cortadera y El Espino (Q2spa2).

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Foto 44. Se observa el diaclasamiento columnar en las ignimbritas que le otorgan el aspecto de una lava debido a su alto grado de compactación. La imagen está orientada norte – sur. (Fotografía por A. Pinilla).

7.14.3 Edad

Se le ha asignado una edad Pleistoceno Inferior, teniendo como base una datación radiométrica K/Ar en biotita con edad de 1.5 ± 0.1 m.a. (Murcia & Pichler 1987 en González et al., 2002).

7.15 DEPÓSITOS DE LOS VOLCANES CUMBAL Y CHILES (Q1DCCH)

Esta unidad constituye una de las unidades litoestratigráficas con mayor extensión areal dentro de la zona de estudio, ocupa parte de las siguientes planchas topográficas IGAC a escala 1:25.000 428-IV-C, 447-II-A, 447-II-B y 447-II-C. Exhibe la forma de un cuerpo alargado en sentido NE – SW y se caracteriza por presentar una morfología plana de colinas alargadas con baja pendiente y cimas redondeadas.

Los mejores afloramientos se encuentran en las quebradas Guapul (vereda Cimarrones, municipio de Cumbal), Río Blanco (vereda Cuetial, municipio de Cumbal), al NW del municipio de Chiles, en el cañón de la quebrada Puescuelán, la quebrada Tarjuel y en una cantera localizada en la vía que del municipio de Carlosama conduce a la Inspección de Policía de Panán.

7.15.1 Litología

Está compuesta por una serie de depósitos volcánicos primarios y volcánicos retrabajados, asociados con la actividad antigua de los volcanes Cumbal y Chiles (depósitos de Flujo de Escombros aflorantes en la quebrada Guapul, depósito de

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Flujo de Escombros y de Flujo Piroclástico de Panán, depósito de Flujo de Escombros de Nasate en la vía Panán - Chiles) y recientes como los depósitos de Flujo piroclástico y de Caída Piroclástica aflorantes en la Laguna Cumbal.

La descripción de los diferentes depósitos que constituyen la unidad Depósitos de los Volcanes Cumbal y Chiles se hará a continuación:

7.15.1.1 Flujos de Escombros

Los depósitos de flujo de escombros son matriz soportados, con relación matriz: armazón 60%: 40% hasta 55%: 45% y selección de regular a mala. Puntualmente se observa que los clastos presentes en el depósito aflorante en la quebrada Guapul se encuentran imbricados, especialmente los de caras planas. La matriz del depósito presenta un tamaño de grano ceniza media a gruesa, compuesta por cristales de cuarzo, anfíboles (hornblenda), biotita, minerales máficos sin diferenciar, vidrio incoloro y fragmentos líticos con tamaño de grano < 1 mm de lavas porfiríticas grises, lavas con textura escoriácea de color rojo y lavas grises cubiertas por una pátina de color blanco, posiblemente por alteración hidrotermal.

La fracción gruesa corresponde a fragmentos con formas subangulares (generalmente de formas tabulares y caras planas) a redondeados con alta esfericidad, conformado por clastos de lavas andesíticas de color gris con fenocristales de cuarzo, plagioclasa y cristales rojos por oxidación, lavas andesíticas de color rojo y fragmentos alterados de pómez amarilla. El tamaño de grano máximo de los clastos es de 50 cm, acompañado por algunos clastos tamaño boulder de 1.50 m, promedio de 15 cm y mínimo de 5 cm.

A continuación se describen algunas particularidades relacionadas con la posición estratigráfica de los flujos de escombros, dependiendo del lugar donde afloran:

Los flujos de escombros aflorantes en la quebrada Guapul se encuentran infrayacidos por un conjunto de depósitos de flujo piroclástico con alto grado de meteorización (formación de arcillas). En el caso de los flujos de escombros aflorantes en los alrededores de las Lavas Andesíticas de Cerro Crespo – Nasate, se encuentran suprayacidos discordantemente por los depósitos de flujo piroclástico aflorantes en la Laguna Cumbal.

En los depósitos de flujo de escombros aflorantes en la vía Inspección de Policía de Panán y el municipio de Chiles se observan estructuras relacionadas con vesículas de deshidratación, costras de óxidos de color naranja, debidas posiblemente a fluctuaciones en la tabla de agua, concentraciones de óxidos de manganeso y alto grado de meteorización en todo el afloramiento. Se encuentra intercalado dentro del depósito un lente de flujo piroclástico de color verde grisáceo, con bajo grado de compactación, relación matriz: armazón 70%: 30%, cuya matriz presenta un

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tamaño de grano ceniza fina a media con cristales de cuarzo y biotita predominantemente y alto grado de meteorización (formación de arcillas). La fracción gruesa está compuesta por fragmentos de pómez alterada y fragmentos líticos de lavas grises, con tamaño de grano promedio lapilli fino (1 cm) de formas subredondeadas a subangulares y se encuentra suprayacido por dos niveles de flujos piroclásticos con una matriz de tamaño de grano ceniza fina de colores blanco y naranja (Foto 45). Este depósito se encuentra húmedo y se observó la infiltración de agua en la interfase flujo de escombros y el lente de flujo piroclástico.

En el cañón del río Blanco, los flujos de escombros están infrayacidos por dos niveles de flujos piroclásticos de color café amarillento, ambos tienen un tamaño de grano ceniza fina con alto grado de alteración y en el más basal se observó diaclasamiento. Los espesores de los depósitos de flujos de escombros y sus intercalaciones dependen del lugar donde afloran, en el caso de la cantera en la vía Panán - Chiles, se observó un espesor de 10 m mientras que en la quebrada Guapul el espesor es de aproximadamente 20 m.

Foto 45. Sucesión de flujos de escombros y flujos piroclásticos aflorantes en la cantera de la vía Panán – Chiles. La imagen está orientada suroeste – noreste. (Fotografía por A. Pinilla).

7.15.1.2 Flujos Piroclásticos Los depósitos de Flujos Piroclásticos de la Laguna Cumbal, exhiben un tamaño de grano ceniza fina a media, color café-amarillento, alto grado de meteorización (formación de arcillas), procesos de edafización, bioturbación mecánica (animal y vegetal) y trazas de material vegetal carbonizado. Se trata de un depósito matriz

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soportado, masivo con relación matriz: armazón de 95%: 5%, compuesto por cristales de biotita, cuarzo, vidrio incoloro y fragmentos de pómez amarilla alterada. La fracción gruesa está conformada por fragmentos líticos de lavas grises y fragmentos de pómez con tamaño de grano promedio entre 1 mm y 2 mm (Foto 46).

Foto 46. Depósito de flujos piroclásticos suprayacido por los depósitos de caída piroclástica edafizado. La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por A. Pinilla).

Estos flujos se encuentran suprayacidos discordantemente por depósitos de caída piroclástica (depósito edafizado) y en el municipio de Chiles se encuentra infrayacido y suprayacido por una línea de óxido de 1 o 2 mm de espesor que podría estar representando un hiato muy corto en la acumulación de los sedimentos de la unidad o cambios en la tabla de agua. Una de las características de este depósito es que se encuentra saturado y al oeste de la zona presenta un espesor de 90 cm.

7.15.1.3 Depósitos de Caída Piroclástica (depósito edafizado)

Es un depósito volcánico reciente asociado a la actividad de los volcanes Cumbal y Chiles, constituye la cobertera de las unidades aflorantes en el sector oeste e incluso suprayacen unidades tan nuevas como los Depósitos Volcánicos de Rumichaca (Q1dr). Corresponde a un depósito de caída piroclástica cuya matriz presenta un tamaño de grano ceniza fina, conformado por cristales de cuarzo bipiramidal, cristales incoloros predominantemente y esporádicos fragmentos líticos de lavas grises porosas. En el sector de la Laguna Cumbal se observó dentro de su fracción fina cristales de plagioclasa, biotita, hornblenda y cristales incoloros (Foto 47).

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Los mayores espesores se observaron hacia el norte y este del municipio de Cumbal en la sección Guaspud Grande (vía Carlosama - Cumbal) con un espesor máximo de 2.10 m y promedio de 1.36 m lo cual no los hace cartografiables a la escala del mapa y por eso se unieron con los demás depósitos para formar la unidad de Depósitos de los Volcanes Cumbal y Chiles (Q1dcch).

Foto 47. Depósito de caída piroclástica edafizado, que suprayaciendo discordantemente al depósito de flujo piroclástico. La imagen está orientada noreste – suroeste. (Fotografía por A. Pinilla).

7.15.2 Posición Estratigráfica

Los depósitos anteriormente descritos constituyen parte del relleno del Altiplano Nariñense, al menos en el sector suroeste de la zona de estudio. Como su distribución areal es tan amplia, suprayace discordantemente varias unidades litoestratigráficas como las Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo (N2laca), los Domos de Colimba (N2Q1dc) y las Lavas Andesíticas de Cerro Crespo – Nasate (Q1lacnn). Otra de sus particularidades es que se encuentra interdigitada con los Depósitos Volcánicos de Las Lajas (Q1dl).

7.15.3 Edad

Aunque no existen dataciones para esta unidad, de acuerdo a las relaciones estratigráficas con las unidades circundantes se le asigna una edad que va desde el Pleistoceno hasta el Holoceno.

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7.16 DEPÓSITOS VOLCÁNICOS DE LAS LAJAS (Q1DL)

Esta unidad hace parte de los depósitos con mayor distribución areal dentro de la zona de estudio, al igual que los Depósitos de los Volcanes Cumbal y Chiles (Q1dcch) y los Depósitos Piroclásticos del Volcán Azufral, Unidad Túquerres (Q2spa1). Aflora en parte de las planchas topográficas IGAC a escala 1:25.000 428-IV-D, 429-III-C, 447-II-A, 447-II-B, 447-II-C, 447-II-D, 448-I-A y 448-I-C. Presenta una morfología de colinas bajas con cimas redondeadas y baja pendiente. Los mejores afloramientos se observan en el sector de Las Lajas (municipio de Ipiales), en la vereda Miraflores y Santa Lucía (municipio de Gualmatán) y en la vía que del corregimiento José María Hernández conduce al municipio de Gualmatán. Es correlacionable con la secuencia 4 levantada por Velandia et al. (2006) en la columna estratigráfica de Las Lajas y en este trabajo toma el nombre de Depósitos Volcánicos de Las Lajas.

7.16.1 Litología

De acuerdo con el grupo de trabajo de Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación (Tomo III) y Velandia et al. (2006) el registro estratigráfico de esta unidad comienza con la aparición del primer paleosuelo en el sector de Las Lajas. Está compuesta por la intercalación de depósitos de flujos piroclásticos, oleadas piroclásticas y caída piroclástica (procesos netamente volcánicos) y canales aluviales y flujos de escombros (asociados a procesos fluviales) lo cual ha servido como base para definir que en los Depósitos Volcánicos de Las Lajas se han dado períodos de actividad netamente volcánica (período Sin-eruptivo) ínter- estratificados con períodos de inactividad volcánica (período Inter-eruptivo) en la cual se originaron paleosuelos y costras de oxidación (Foto 48 a y b).

Esta unidad se encuentra compuesta por la intercalación de depósitos de flujos piroclásticos principalmente, depósitos de oleadas piroclásticas y eventualmente depósitos de caída piroclástica con canales aluviales, flujos de escombros y depósitos de Diatomeas (Pinnularia Gibba), las cuales se forman en ambientes lóticos de ríos y lagos de alta montaña (Tomo III, Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación) (Foto 49).

Estos organismos se encuentran relacionados especialmente con espejos de agua tranquilos que hicieron parte de un sinnúmero de pequeños lagos distribuidos en la zona de Las Lajas, veredas Miraflores y Santa Lucia (municipio de Gualmatán) y en la vía que de Puente Alto (vía al municipio de Córdoba) conduce a la Inspección de Policía de San Juan, donde se observaron espículas de esponjas, enrejados de estructuras biológicas e improntas de hojas (Foto 50).

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Foto 48. Intercalaciones de depósitos piroclásticos con intervención de canales aluviales en el sector de Las Lajas (a) y depósitos de flujo piroclástico y oleadas piroclásticas en el sector de la vereda Miraflores (b). Las imágenes están orientadas: (a) noreste - suroeste (b) sureste – noroeste (Fotografía por A. Pinilla)

Foto 49. Fotografía de una Pinnularia Gibba (diatomea) a 4000 aumentos obtenida de una muestra colectada en cercanías a la frontera con Ecuador. La imagen fue lograda por microscopia electrónica de barrido en los laboratorios de la Universidad Nacional, sede Bogotá. El gas residual en el interior del microscopio es vapor de agua y la muestra no está metalizada. (Fotografía por A. Pinilla).

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Foto 50. Improntas de hojas en un depósito retrabajado asociado a los Depósitos Volcánicos de Las Lajas, aflorante en la vía que de Puente Alto conduce a la Inspección de Policía de San Juan. (Fotografía por A. Pinilla).

Entre el municipio de Tangua y el río Guáitara se encuentran una serie de depósitos compuestos por arcillas fosilíferas, limolitas, areniscas y delgados niveles de diatomeas correlacionables posiblemente con las observadas en la zona de estudio, formadas en un ambiente volcano - sedimentario continental, con la presencia de pequeños lagos y/o represamientos de valles aluviales como consecuencia de colapsamientos caldéricos y/o emisiones lávicas y piroclásticas que crearon pequeñas cuencas que aportaban parte del material de relleno, corroborando así el ambiente en el que se desarrollaron los depósitos volcánicos de Las Lajas (Murcia & Cepeda, 1991).

Otras de las evidencias de la presencia de agua en los depósitos aflorantes radica en que en la vereda Miraflores y Santa Lucía se observaron intraclastos de arcilla dentro de depósitos de oleadas piroclásticas y fragmentos líticos de lavas porfiríticas grises y rojas y fragmentos de pómez redondeadas que muestran el retrabajamiento de esta unidad.

Cada unidad depositacional de flujos piroclásticos pertenecientes a esta secuencia no supera un metro de espesor. Se apreciaron estructuras sedimentarias como laminación inclinada, en artesa, calcos de carga, que indican la posición normal del depósito y estructuras de origen tectónico generadas tanto en el momento de la acumulación (licuefacción) como generadas luego de la sedimentación (desplazamientos milimétricos a métricos en los depósitos piroclásticos y retrabajados) describiendo un patrón de desplazamiento vertical, normal, observado en las veredas Miraflores y Santa Lucía en el municipio de Gualmatán. (Foto 51; Anexo 7). Esta unidad presenta un espesor de 70 m en el sector de Las Lajas (Tomo III, Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación).

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Foto 51. Se observan las estructuras de licuefacción (a) y desplazamientos en sentido normal observados en depósitos de oleadas piroclásticas (b). (Fotografía por A. Pinilla)

7.16.2 Posición Estratigráfica

El contacto de esta unidad con los Depósitos de Flujo Piroclástico de Los Chircos (N2Qfpch) es un paleosuelo que representa un hiato no depositacional definido por el Grupo de Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación. Los depósitos de flujo piroclástico se encuentran suprayacidos por los Depósitos Volcánicos de Rumichaca que según Velandia et al. (2006), en la columna estratigráfica de Rumichaca, presentan un contacto discordante, el cual se encuentra a una profundidad de 10 ó 12 m del nivel inferior de estos depósitos, pero que el Grupo de Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación indica que el contacto entre estas dos unidades corresponde más a un contacto neto y no a un contacto erosivo.

Además suprayace discordantemente las Lavas Andesíticas del río Guáitara (N2lagt), las Lavas Andesíticas de Pajablanca (N2lapb), las Ignimbritas y Lavas Andesíticas del Río Sapuyes (N2ilas) y está interdigitado con los depósitos de los Volcanes Cumbal y Chiles (Q1dcch).

7.16.3 Edad

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Aunque se carecen de dataciones radiométricas, se asume a partir de las relaciones estratigráficas con las unidades circundantes una edad entre el Plioceno Superior y el Pleistoceno Inferior (desde 2 m.a. hasta 1 m.a.)

7.17 FLUJOS DE ESCOMBROS DEL RÍO BOQUERÓN (Q1FEB)

Aflora en el sector del Molino Diana plancha topográfica IGAC a escala 1:25.000 448-I-A, en la vía que de la inspección de policía de San Juan conduce al municipio de Contadero. Es una de las unidades litoestratigráficas con menor extensión areal dentro de la zona de estudio. Su mejor afloramiento se observa sobre la vía que del puente sobre el río Boquerón conduce al municipio de Contadero.

7.17.1 Litología

Esta unidad se encuentra conformada por la intercalación de flujos de lava negras de matriz afanítica, aflorantes en el cauce del río Boquerón con alto grado de diaclasamiento intercalados con flujos piroclásticos asociados a Ignimbritas y un nuevo flujo de lava negra con fractura concoidea.

Suprayaciendo la unidad anterior se encuentra un depósito de flujo de escombros o torrencial? de aspecto caótico y tamaño de grano heterogéneo. Este depósito es matriz soportado, aunque localmente se observa clasto soportado, con relación matriz: armazón variable 55%: 45% hasta 60%: 40%, masivo (sin estructuras) de color blanco - habano y el contenido de matriz aumenta hacía el municipio de Contadero.

La fracción fina del depósito está representada por cristales de mica, con tamaño de grano ceniza fina a media y alto grado de compactación. La fracción gruesa corresponde a fragmentos de lavas grises oscuras a negras con textura porfirítica, matriz vítrea y fenocristales de plagioclasa y cuarzo predominantemente, posiblemente correlacionables con los flujos de lava aflorantes en el río Guáitara. El tamaño de grano de los clastos varía desde guijos finos hasta bloques métricos “out sized” de 3 m. Además se observaron fragmentos de lavas rojas y grises con textura porfirítica, formas subangulares a subredondeadas con baja esfericidad y redondez (Foto 52)

El depósito contiene fragmentos retrabajados de depósitos de caída piroclástica y de oleadas piroclásticas dentro de la matriz del flujo de escombros, que posiblemente provienen de los depósitos piroclásticos de la unidad de Depósitos Volcánicos de Las Lajas.

Adosados a la pared del flujo se encontraron algunos depósitos clasto - soportados con forma lenticular y clastos con imbricación, formas redondeadas a subredondeados, relacionados con antiguos canales aluviales (Foto 53).

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Foto 52. Flujos de escombros matriz soportados aflorantes en la vía que del Molino Diana conduce al municipio de Contadero La imagen está orientada suroeste - noreste. (Fotografía por P. A. Ríos)

Foto 53. Depósitos de canales aluviales dentro del depósito de Flujo de Escombros del río Boquerón. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por P. A. Ríos)

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La unidad se caracteriza además por la presencia de una serie de diaclasas columnares que afectan el depósito, en las que se observan estrías de falla con dirección 195º/79ºW, la dirección de la estría es 25º SW, describiendo un movimiento dextral inverso.

En la margen derecha aguas abajo del río Boquerón a la altura del puente, se encontró un depósito asociado a un derrubio de pendiente muy local y no cartografiable en la escala del mapa.

Suprayaciendo los flujos de escombros se observó un depósito de caída piroclástica, deleznable, color blanco, cuya matriz presenta un tamaño de grano ceniza fina a media con fragmentos de pómez fibrosa con cristales de biotita, textura vesiculada y composición ácida, la cual se encuentra en medio de un paleosuelo y el suelo actual. Por su textura y composición estos depósitos suprayacentes se correlacionan con los Depósitos Volcánicos de Rumichaca y así fueron cartografiados.

7.17.2 Posición Estratigráfica

La unidad se encuentra suprayacida discordantemente por los Depósitos Volcánicos de Rumichaca, aflorantes cerca al Molino Diana (puente sobre el río Boquerón) y en los alrededores del municipio de Contadero. Son infrayacidos por flujos de lavas e ignimbritas correlacionables con las Lavas Andesíticas del Río Guáitara (N2lagt).

7.17.3 Edad

Aunque esta unidad se encuentra suprayaciendo una de las unidades litoestratigráficas más antiguas de la zona de estudio, se plantea que no se originó en ese tiempo, sino que fue generada por procesos más recientes que sumados a sus relaciones estratigráficas con unidades más jóvenes, hacen que se proponga una edad Pleistoceno Inferior.

7.18 FLUJOS DE ESCOMBROS DE LA QUEBRADA LA RASTRA (Q1FER)

Estos depósitos se encuentran localizados al norte del municipio de Imués, aflorando como un cuerpo de forma irregular que junto con la unidad anterior presentan poca extensión areal y hace parte de las planchas topográficas IGAC a escala 1:25000 429 III A y 429 III B. Su morfología se caracteriza por formar amplias zonas aplanadas, de baja pendiente pero con una moderada incisión del drenaje. Sus mejores afloramientos se encuentran en la quebrada La Rastra y quebrada San Isidro.

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7.18.1 Litología

Esta unidad está conformada por la intercalación de depósitos de flujos de escombros acompañados de algunos depósitos de flujo piroclástico. Los Flujos de Escombros de la quebrada La Rastra se encuentran en medio de depósitos de caída y flujos piroclásticos, correlacionables con los depósitos presentes en la unidad Ignimbrita de Imués (N2Qii). Son polimícticos, matriz soportados con relación matriz: armazón variable desde 65%: 45% hacia la base del depósito y 70%:30% en la parte media del depósito. Localmente se observó una concentración de clastos dentro del depósito de color habano - amarillento. La fracción fina corresponde a una matriz deleznable, con tamaño de grano ceniza fina a media, color habano - amarillento y cristales de plagioclasa, cuarzo, feldespatos, mica biotita y algunos fragmentos líticos milimétricos de lavas negras, grises y rojas. La fracción gruesa está representada por fragmentos de lavas andesíticas negras, grises, grises verdosas (posiblemente por alteración) y rojas con meteorización esferoidal y fragmentos de flujos piroclásticos soldados posiblemente relacionados con la Ignimbrita de Imués. Presentan formas subangulares a subredondeados, mala selección, baja redondez y esfericidad, además tienen tamaños de grano máximo de 1.30 m, promedio de 26 cm y mínimo de 5 cm (Foto 54).

Hacia el sector septentrional de la unidad se presenta una disminución en el tamaño de grano, obteniendo tamaños máximos de 60 cm, promedio de 8 cm y mínimo de 2.5 cm La relación matriz: armazón disminuye a 60%: 40% y se observa gradación normal hacia el techo del flujo. En la quebrada La Rastra el flujo de escombros matriz soportado tiene buena selección, el tamaño de grano de los clastos es máximo de 45 cm, promedio 5 cm y mínimo 2 cm, suprayacido por varios niveles de depósitos de caída piroclástica.

En la parte central del depósito se observó una acumulación de clastos con tamaños de grano métricos a decimétricos, imbricados que puede estar relacionado con un canal aluvial. En general el depósito presentó baja compactación y vesículas de deshidratación diagnósticas de flujos de escombros.

Los depósitos de caída y flujo piroclásticos que cubren los flujos de escombros presentan un tamaño de grano ceniza fina a media, alto grado de meteorización, procesos de edafización, color café amarillento, penetración de raíces actuales y abundancia de óxidos de manganeso.

La relación matriz: armazón del depósito de caída piroclástica es 90%: 10%, la matriz está compuesta por cristales de plagioclasa, cuarzo, feldespatos, piroxeno, biotita con tamaño de grano menor a 1 mm. El porcentaje de vidrio + pómez es 80%, el porcentaje de cristales es 70% y el porcentaje de líticos negros es 10%. Presenta buena selección, es masivo y tiene fragmentos de pómez con formas subredondeadas a subangulares cuyo tamaño de grano es ceniza gruesa a lapilli

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fino. El depósito está suprayacido por un flujo piroclástico con tamaño de grano ceniza fina color habano y relación matriz: armazón 30%: 70%. La fracción fina está compuesta por cristales de cuarzo y plagioclasa, en porcentajes vidrio + pómez = 80%, cristales = 60%. Los fragmentos de pómez tienen formas subangulares a subredondeados, tamaño de grano ceniza gruesa a lapilli fino.

Foto 54. Depósitos de flujo de Escombros aflorantes en los alrededores de la quebrada La Chorrera. La imagen está orientada oeste - este (Fotografía por P. A. Ríos).

El depósito presenta alto grado de compactación y ausencia de estructuras (masivo). El espesor es de 1.34 m. En la parte alta de la sucesión se encontró un nuevo depósito de caída piroclástica con alto grado de alteración, procesos de edafización y presencia de grietas.

7.18.2 Posición Estratigráfica

Los depósitos de flujos de escombros se encuentran suprayacidos por depósitos de caída piroclástica relacionados con la unidad de Depósitos Piroclásticos del Volcán Azufral, unidad Túquerres (Q2spa1) e infrayacidos por depósitos piroclásticos correlacionados con la unidad Ignimbrita de Imués (N2Qii).

7.18.3 Edad

Se asume para los flujos de escombros de la quebrada La Rastra una edad Pleistoceno Inferior, teniendo en cuenta las relaciones estratigráficas con las unidades infrayacentes y suprayacentes.

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7.19 DEPÓSITOS VOLCÁNICOS DE RUMICHACA (Q1DR)

Generalmente estos depósitos se encuentran localizados hacia el sur de la zona de estudio, ocupando parte de las planchas topográficas IGAC a escala 1:25.000 429-III-C, 447-II-A, 447-II-B, 447-II-C, 447-II-D, 448-I-A y 448-I-C. Sus mejores afloramientos se observaron en el sector de Las Lajas (barrio Sahuarán), en los alrededores del casco urbano del municipio de Ipiales, en la vereda Ospina Pérez y en la vía hacia el Puente Internacional Rumichaca.

Esta unidad se puede correlacionar con la secuencia 5 levantada por Velandia et al. (2006) en la columna estratigráfica de Las Lajas y Rumichaca, con los depósitos de ceniza de Rumichaca de Parra & Velásquez (2002) y con los depósitos de origen volcánico y de cenizas retrabajadas por el viento en el trabajo acerca del vulcanismo Cuaternario del sur de Nariño de Parra & Velásquez (2003).

7.19.1 Litología

Esta unidad está conformada por una serie de depósitos de caída piroclástica de espesores métricos, color blanco y composición ácida. Estas capas se encuentran contenidas en un conjunto de depósitos de flujo piroclástico con procesos pedogenéticos sobreimpuestos. Su espesor es decimétrico que en el Ecuador han denominado “Cangagua”. A continuación se hará una explicación de base a techo de los tres niveles principales de depósito presentes en esta unidad litoestratigráfica.

El nivel inferior corresponde a un depósito de caída piroclástica de composición ácida, color blanco, cuyo espesor oscila entre 7 m y 10 m, aflora en los alrededores de la vereda Ospina Pérez y en el barrio Sahuaran, municipio de Ipiales. El tamaño de grano de la fracción fina es ceniza gruesa compuesta por cristales de vidrio, cuarzo, biotita (en baja proporción) y feldespato potásico, mientras que la fracción gruesa está representado por fragmentos de pómez blanca, composición ácida y tamaño de grano lapilli entre 3 cm y 5 cm.

En los alrededores de la vereda Ospina Pérez y en algunos otros sectores dentro de la zona de estudio se observó que este nivel muestra gradación. Hacia la base se encuentra una gradación normal, la cual va hasta que se encuentra una capa arcillosa con tamaño de grano ceniza fina de color habano, masiva, que divide este nivel en dos segmentos y desde esta capa hasta el techo se observó gradación inversa, la cual finaliza con la aparición de un depósito de flujo piroclástico asociado a la “Cangagua” (Foto 55).

Este último depósito podría correlacionarse con los depósitos que Ospina (1991 en Parra & Velásquez, 2002) y González et al. (2002) llamaron “Cangagua”, los cuales están compuestos por depósitos de arenas finas y limos generados por el transporte eólico de cenizas volcánicas e intercalaciones subordinadas de

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depósitos aluvio - coluviales que indican condiciones climáticas secas cuyo origen está relacionado con actividad volcánica del Cuaternario reciente de los volcanes de la Sierra Ecuatoriana.

En Ecuador el término “Cangagua” hace alusión a los depósitos volcánicos, epiclásticos y retrabajados relacionadas con la cadena volcánica de este país pero, en este trabajo sólo vamos a llamar “Cangagua” a los depósitos de color café amarillento con alto grado de meteorización que contienen dos niveles de depósitos de caída piroclástica de color blanco y composición ácida que conforman la unidad de Depósitos Volcánicos de Rumichaca cuyo espesor varía desde 5 m hasta 30 m.

Foto 55. Nivel inferior de los depósitos de caída piroclástica aflorantes en los alrededores de la vereda Ospina Pérez, con un espesor de 7 m. La imagen está orientada sureste – noroeste (Fotografía por A. Pinilla).

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Según este trabajo, no todos los depósitos que forman la “Cangagua” tienen su origen en el transporte eólico, sino que también están formados por la intercalación de depósitos de caída piroclástica con tamaño de grano ceniza fina y cemento silíceo, flujos piroclásticos con material vegetal carbonizado dentro de una matriz con tamaño de grano ceniza fina, afectada por intensos procesos de bioturbación mecánica, alto grado de meteorización y procesos pedogenéticos sobreimpuestos. También se observaron óxidos de hierro y acumulaciones de materia orgánica que se infiltran desde el techo hacia la base de los depósitos, evidenciando posiblemente cambios climáticos.

El nivel superior de esta unidad está formado por depósitos de caída piroclástica de composición ácida, color blanco, tamaño de grano ceniza media a fina, con cristales de plagioclasa, cuarzo, biotita (en mayor porcentaje que en el nivel inferior), hornblenda, vidrio volcánico y fragmentos de pómez blanca, vesiculada, de composición ácida y tamaño de grano máximo de 3 cm. La matriz de este nivel se caracteriza por su aspecto arcilloso, debido al alto contenido de sílice, líneas de enriquecimiento de materia orgánica cuyo origen puede estar relacionado con infiltración de materia orgánica del techo hacia la base del depósito o por retrabajamiento de suelos en el momento de la acumulación (Foto 56).

Foto 56. Detalle del depósito de caída piroclástica con líneas de enriquecimiento de materia orgánica en los alrededores del municipio de Gualmatán. La imagen está orientada noroeste – sureste (Fotografía por A. Pinilla).

Según Velásquez & Parra (2002), el origen de este horizonte de caída piroclástica fue determinado mediante la medición de los diámetros máximos de pómez que corresponden al Volcán Soche (Ecuador) con una edad de 9.670. A. P. Pero en este trabajo fue reevaluado este origen y Calvache (2006, comunicación verbal) dice que los depósitos del Volcán Soche corresponden a depósitos de caída

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piroclástica con tamaño de grano ceniza fina a media, cristalina, con un espesor máximo de 15 cm que se encuentra intercalado con el suelo actual y que hacia el sector oeste de la zona de estudio puede estar suprayaciendo flujos piroclásticos recientes del Volcán Azufral. Por lo tanto aún no se puede precisar la fuente de estos depósitos a pesar de que pueden ser correlacionados con los depósitos del sector La Cueva, al norte de la ciudad de Pasto, los cuales tienen una edad de 300.000 A.P. Por lo general el espesor de este nivel de depósitos de caída piroclástica es menor o igual a 2 m.

En la columna estratigráfica de Las Lajas se observó un cambio en la composición de los depósitos piroclásticos. La unidad infrayacente (Depósitos Volcánicos de Las Lajas) presenta un mayor contenido de plagioclasa y bajo contenido de cuarzo otorgándole a esta unidad un carácter básico mientras que en los Depósitos Volcánicos de Rumichaca se encuentra una mayor concentración de cuarzo con respecto a la plagioclasa, afirmando el carácter ácido de estos depósitos. El espesor de esta unidad en el sector de Las Lajas es de 31 m. Si se requiere información más detallada acerca de la variación composicional de este depósito (Tomo III, Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación).

7.19.2 Posición Estratigráfica

Esta unidad se encuentra infrayacida por los Depósitos Volcánicos de Las Lajas, que según el grupo de investigación de Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación muestra un contacto neto en el sector de Las Lajas, acompañado de un cambio en la composición de los depósitos, pasando de una composición intermedia a una más ácida, lo cual evidencia un posible cambio en la fuente de los depósitos y en el estilo eruptivo de los mismos. En los alrededores de la vereda Ospina Pérez se observó que infrayaciendo el nivel inferior de caída piroclástica se encuentra una línea de óxido de espesor 1 cm asociada más a cambios en la tabla de agua y no con una hiato depositacional.

7.19.3 Edad

La edad de estos depósitos va desde finales del Plioceno hasta el Reciente y reposan discordantemente sobre las Lavas Andesíticas del Guáitara (González et al., 2002), pero de acuerdo con el trabajo de cartografía realizado en este estudio y el trabajo de detalle realizado en las columnas estratigráficas de Las Lajas y Rumichaca se determinó que estos depósitos están siendo infrayacidos por los Depósitos Volcánicos de Las Lajas.

De acuerdo a lo anterior se le asigna a esta unidad una edad Pleistoceno Medio y según Calvache (2006, comunicación verbal) el nivel superior de caída piroclástica es correlacionable con los depósitos observados en el sector de La Cueva al norte de Pasto los cuales tienen una edad de 300.000 A. P.

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7.20 FLUJOS DE ESCOMBROS DE LA CHORRERA (Q1FECH)

Estos flujos se encuentran localizados al noreste de la zona de estudio. Ocupa parte de las planchas topográficas IGAC a escala 1:25.000 429-III-A y 429-III-C. Los mejores afloramientos se encuentran en la cantera del Divino Niño, en la vía que de la vereda los Arrayanes conduce al municipio de Ospina (Foto 57).

7.20.1 Litología

La unidad se encuentra compuesta por la intercalación de depósitos de flujos de escombros y flujos piroclásticos. En el interior del depósito se observaron superficies con bloques orientados que separan diferentes niveles de flujos de escombros. A la base se tiene un depósito de flujo de escombros matriz soportado, color habano, mala selección y grado de compactación medio (Foto 58). La relación matriz: armazón es 65%: 45%, la matriz presenta un tamaño de grano ceniza media a gruesa meteorizada, compuesta predominantemente por cristales de plagioclasa y anfíbol. Presenta color gris oscuro a pardo oscuro, con fragmentos de pómez blanca alterada y fragmentos líticos de lavas andesíticas.

Foto 57. Afloramiento correspondiente al Flujo de Escombros de La Chorrera en la cantera del Divino Niño. La imagen está orientada suroeste - noreste (Fotografía por A. Pinilla)

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La fracción gruesa está dada por fragmentos angulares a subangulares (100% elongados), con baja redondez y esfericidad de lavas andesíticas alteradas con hornblenda, sin cuarzo ni plagioclasa, con un porcentaje matriz: cristales de 65%: 45% con dominio en los fragmentos de lavas andesíticas. El tamaño máximo es de 1.5 m, promedio de 12 cm y mínimo de 2 cm. El espesor del flujo de escombros es de aproximadamente 10 m.

Se observan además otros niveles de flujos de escombros matriz soportados con relaciones matriz: armazón 80%: 20%, 60%: 40% y 70%: 30%, con clastos subangulares (elongados), baja esfericidad y selección media a baja. La matriz del depósito es de tamaño de grano ceniza media a gruesa de color gris con fragmentos de pómez alterada y cristales de plagioclasa y anfíboles predominantemente. La fracción gruesa está representada por fragmentos de lavas andesíticas negras con hornblenda (tabular) de tamaño milimétrico, masiva, lavas andesíticas de color rojizo con hornblenda, plagioclasa y textura poco vesiculada. El tamaño de grano de los clastos es máximo de 2 m y 40 cm, promedio de 70 cm y 8 cm y mínimo de 20 cm y 2 cm.

Los depósitos de flujos piroclásticos que hacen parte de esta unidad son matriz soportados con relación matriz: armazón 90%: 10%. La matriz presenta un tamaño de grano ceniza media y buena selección. Está compuesta por cristales de anfíbol, plagioclasa, mica biotita y fragmentos de pómez alteradas con formas subangulares de baja esfericidad, los cuales también hacen parte de la fracción gruesa.

7.20.2 Posición Estratigráfica

Se encuentra infrayacida por la unidad de Ignimbritas y Lavas Andesíticas del Río Sapuyes (N2ilas) y suprayacida discordantemente por los Depósitos Piroclásticos del Volcán Azufral, Unidad Túquerres (Q2spa1).

7.20.3 Edad

Teniendo en cuenta las relaciones estratigráficas se asume para esta unidad una edad Pleistoceno Superior.

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Foto 58. Detalle del flujo de escombros en la Cantera del Divino Niño (vereda Los Arrayanes, municipio de Ospina). La imagen está orientada sur - norte (Fotografía por B. P. Rodríguez).

7.21 DEPÓSITOS PIROCLÁSTICOS DEL VOLCÁN AZUFRAL, UNIDAD TÚQUERRES (Q2SPA1)

En los últimos 20.000 años, el Volcán Azufral ha generado una gran cantidad de depósitos de flujos piroclásticos de cenizas y bloques, de ceniza y pómez y oleadas piroclásticas con amplia distribución areal e importantes espesores, lo cual indica que su actividad ha sido altamente explosiva (González et al., 2002).

Esta unidad al igual que los Depósitos de los Volcanes Cumbal y Chiles (Q1dcch) y los Depósitos Volcánicos de Las Lajas (Q1dl) hace parte de las unidades litoestratigráficas con mayor distribución areal dentro del área de estudio. Se encuentra en el extremo noreste del área y ocupa parte de las siguientes planchas topográficas IGAC a escala 1:25000 428 IV D, 429 III A y 429 III C.

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El nombre y el código litoestratigráfico de la unidad, se tomaron del trabajo Geovulcanología del Volcán Azufral de Calvache et al. (2003). Esta unidad tiene su origen en la actividad explosiva antigua del Volcán Azufral, suavizando la morfología preexistente y modelando en gran parte la actual. Genera pequeñas lomas con cimas redondeadas. Los mejores afloramientos se observan en la vía que del municipio de Túquerres conduce al caserío de Chirristés y al sector de El Espino.

7.21.1 Litología

La unidad está conformada por una serie de intercalaciones de depósitos de flujo piroclástico con tamaño de grano ceniza fina y fragmentos de pómez, depósitos de caída piroclástica de color café amarillento y puntualmente se observó un flujo de escombros. La unidad muestra evidencia de intensos procesos de meteorización y edafización. Este material es utilizado por la comunidad para la fabricación de ladrillos (Foto 59).

Los flujos piroclásticos son de color café amarillento, tamaño de grano ceniza fina a media e involucra fragmentos de pómez meteorizada. En el depósito se da una relación matriz: armazón variable desde 70%: 30% hasta 90%: 10%. La matriz del flujo está compuesta por cristales de plagioclasa, cuarzo, biotita, anfíboles, minerales máficos sin diferenciar, vidrio volcánico incoloro y feldespatos alterados. Se observan esporádicamente fragmentos líticos de lavas andesíticas grises con tamaño de grano milimétrico. La relación cuarzo + vidrio es de 10%, pómez del 50%, plagioclasa 30% y hornblenda 10%.

La fracción gruesa está representada por fragmentos líticos de lavas andesíticas de color gris y rojo y fragmentos de pómez subredondeados a subangulares de color habano. El tamaño de grano máximo de los fragmentos de pómez es de 2 cm, promedio de 1 cm y mínimo < 1 cm. En general el depósito es deleznable y poco competente. En el sector de la Inspección de Policía de Buenos Aires (municipio de Guaitarilla) se observaron depósitos de caída piroclástica, flujo piroclásticos y un flujo de escombros, que serán descritos a continuación:

En la base se encuentra un depósito de flujo piroclástico con tamaño de grano ceniza media a gruesa con fragmentos de pómez de color blanco, de tamaño de grano centimétrico. Hacia el techo de esta capa se observó concentración de material vegetal carbonizado. El espesor de esta capa es de 1.30 m.

Suprayaciendo esta capa se encontró una serie de depósitos de caída piroclástica, que a la base presentan un tamaño de grano ceniza fina de color amarillento con óxidos de hierro, seguido por una capa con tamaño de grano ceniza gruesa compuesta por cristales de vidrio volcánico incoloro, feldespato y biotita alterada. Presenta alta concentración de fragmentos de pómez blanca con tamaño de grano de 5 cm. Suprayaciendo la capa anterior se encuentra un nuevo depósito con

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tamaño ceniza gruesa compuesto por cristales de cuarzo, biotita alterada y fragmentos con tamaño de grano lapilli fino de lavas grises, rojas y pómez cuyo tamaño de grano es 1 cm. Esta capa está suprayacida por el suelo actual. En general todos estos depósitos se encuentran saturados de agua.

Foto 59. Intercalación de depósitos de Flujo Piroclástico aflorantes en la vía caserío Chirristés – caserío El Pedregal. La imagen está orientada sur - norte (Fotografía por P. A. Ríos).

Además se observó un depósito de flujo de escombros con alto grado de alteración, matriz soportado, masivo y relación matriz: armazón 55%: 45%. La matriz tiene tamaño de grano ceniza gruesa que envuelve fragmentos de pómez con formas angulares y fragmentos líticos de lavas grises oscuras y rojas con meteorización esferoidal.

7.21.2 Posición Estratigráfica

Suprayace discordantemente las unidades de Lavas Andesíticas del Río Guáitara (N2lagt), Las Lavas Andesíticas de Quitasol y Olaya (N2laqo), los Depósitos de Flujo y Oleadas piroclásticas del Volcán Azufral (Unidades La Calera, La Cortadera y El Espino), las Ignimbritas y las Lavas Andesíticas del Río Sapuyes (N2ilas), el Depósito de Flujo de Escombros de la Chorrera (Q1dfech) y la Ignimbrita de Imués (Q1ii) y se encuentran suprayacidos por los Depósitos de Caída Piroclásticas de Alpán (Q2dcpa).

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7.21.3 Edad

Debido a su posición estratigráfica se le asigna a esta unidad una edad Pleistoceno Superior - Holoceno.

7.22 DEPÓSITOS DE CAÍDA PIROCLÁSTICA DE ALPÁN (Q2DCPA)

Estos depósitos afloran de manera puntual al noroeste de la zona de estudio. Se pueden apreciar en la plancha topográfica IGAC a escala 1:25000 429 III A. Los mejores afloramientos se observan en la vereda Alpán y en la vía que de la vereda Alpán conduce a la vereda San Francisco.

7.22.1 Litología

Se trata de depósitos de caída piroclástica de color amarillo con tamaño de grano ceniza fina a media y fragmentos de pómez con tamaño de grano lapilli. Los espesores de estos depósitos no superan los 15 cm. En un sector de la vía vereda Guayaquila - Páramo de Quitasol se observó un depósito de caída piroclástica con tamaño de grano ceniza gruesa, de color amarillo, compuesto por cristales de biotita, fragmentos de pómez con tamaño de grano lapilli grueso y fragmentos líticos de lavas andesíticas grises. La sucesión en la que se encuentra la capa anterior está conformada de base a techo de la siguiente manera:

Hacia la base se encontró un depósito de caída piroclástica con tamaño de grano ceniza fina a media con fragmentos líticos

Es suprayacida por un depósito de caída piroclástica de ceniza fina,

Seguida por un nuevo depósito de caída piroclástica con tamaño de grano ceniza gruesa con alta concentración de fragmentos líticos

Finaliza con un depósito de caída piroclástica cuyo tamaño de grano es ceniza fina.

Su distribución areal es puntual y al oeste de la zona de estudio estos depósitos se encuentran suprayaciendo los depósitos piroclásticos del Volcán Azufral. Esta unidad se puede correlacionar con los depósitos de caída piroclástica del Volcán Soche (Calvache 2006, comunicación verbal), los cuales tienen un tamaño de grano ceniza fina con fragmentos de pómez tamaño lapilli (Velásquez & Parra, 2002), anteriormente correlacionados con el nivel superior de los Depósitos Volcánicos de Rumichaca.

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7.22.2 Posición Estratigráfica

Se encuentra suprayaciendo discordantemente la unidad de Lavas Andesíticas de Quitasol y Olaya (N2laqo), suavizando la morfología y produciendo pendientes subhorizontales. Según Calvache (2006, comunicación verbal), estos depósitos podrían correlacionarse con los depósitos del Volcán Soche de Ecuador, los cuales tienen una edad de 9670 A. P.

7.22.3 Edad

Se le asigna a esta unidad una edad Holoceno, determinada a partir de la correlación hecha con los depósitos de caída piroclástica del Volcán Soche (Ecuador) localizado 40 km al suroeste de Ipiales en la provincia de Sucumbíos. (Cortés & Calvache 1997 en Velásquez & Parra, 2002).

7.23 DEPÓSITOS DE FLUJOS Y OLEADAS PIROCLÁSTICAS DEL VOLCÁN AZUFRAL. UNIDADES LA CALERA, LA CORTADERA Y EL ESPINO (Q2SPA2)

Estos depósitos afloran al sur del Volcán Azufral. Sus mejores afloramientos corresponden a una serie de canteras localizadas en la vía Túquerres – El Espino – municipio de Cumbal. El nombre y el código litoestratigráfico de la unidad se tomaron del trabajo Geovulcanología del Volcán Azufral de Calvache et al., (2003).

7.23.1 Litología

Esta unidad está conformada por una serie de depósitos de flujo piroclástico y de avalanchas de escombros, las cuales sobresalen en el paisaje plano del Altiplano Nariñense (Foto 60). Los depósitos de flujo piroclástico son correlacionables con la Unidad La Calera, conformada por depósitos de bloques y cenizas, cenizas y pómez y un nivel de oleadas piroclásticas a la base, con un espesor total de 10 m (González et al., 2002).

Los depósitos de avalanchas de escombros, están asociados con la unidad geomorfológica de colinas bajas alargadas de Túquerres, formada por flujos piroclásticos contemporáneos con la planicie de Cumbal (mound fields) de Velásquez & Parra (2002), pero en este trabajo, se denominaron como depósitos de Avalanchas de Escombros, cuyo origen está relacionado con el colapso de una parte de un edifico volcánico (Volcán Azufral) y su expresión morfológica es la de una serie de montículos de poca altura denominados “Hummocks”. La unidad consta de depósitos clasto - soportados, caóticos con muy poca matriz. La fracción gruesa está representada por fragmentos líticos de lavas grises (Foto 61).

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Foto 60. Depósitos de avalanchas de escombros “Hummocks” observados en la vía que del municipio de Cumbal conduce al sector de El Espino. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por A. Pinilla).

Foto 61. Detalle del depósito de Avalancha de Escombros observado en uno de los “Hummocks” presentes en la vía municipio de Cumbal – sector El Espino. La imagen está orientada norte – sur (Fotografía por A. Pinilla).

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Los flujos piroclásticos que hacen parte de esta unidad se caracterizan por su composición variable de intermedia a ácida, color gris blancuzco y fragmentos de material vegetal carbonizado con tamaños desde centimétricos hasta métricos. (Foto 62).

Foto 62. Cantera San Luís El Espino, donde se observa la intercalación de los depósitos de flujo piroclástico con material vegetal carbonizado. Vía municipio de Cumbal – sector El Espino. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por B. P. Rodríguez).

La matriz del flujo presenta un tamaño de grano ceniza gruesa con cristales de cuarzo, vidrio volcánico blanco, biotita y anfíboles que envuelven fragmentos de pómez con textura fibrosa y vesiculada. Los fragmentos líticos presentes corresponden a lavas grises cuyo origen está relacionado a la explosión de domos. Estas lavas parecen provenir de magmas muy viscosos. También presentan niveles ricos en material vegetal carbonizado. El espesor de este depósito en el sector de El Espino es de 36.2 m (Tomo III, Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación). En estos depósitos se observan discordancias que pueden estar separando lóbulos y/o unidades de flujo dentro del mismo.

7.23.2 Posición Estratigráfica

Se encuentran infrayacidos discordantemente por los Depósitos Piroclásticos del Volcán Azufral, Unidad Túquerres (Q2spa1) y suprayacidos a la vez por los Depósitos de Flujos y Oleadas Piroclásticas del Volcán Azufral, Unidades La Cortadera y El Espino (Q2spa2).

7.23.3 Edad

Debido a su posición estratigráfica se le asigna a esta unidad una edad Holoceno.

7.24 DEPÓSITOS DE FLUJOS Y OLEADAS PIROCLÁSTICAS DEL VOLCÁN AZUFRAL. UNIDADES LA CORTADERA Y EL ESPINO (Q2SPA3)

Esta unidad aflora al sur y suroeste del Volcán Azufral. Sus mejores afloramientos se observan en la vía que del sector El Espino conduce al municipio de Tumaco y en la vía hacia la vereda Chimangual. El nombre y el código litoestratigráfico de la

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unidad se tomaron del trabajo Geovulcanología del Volcán Azufral de Calvache et al. (2003).

La unidad La Cortadera aflora cerca al Volcán Cumbal. Corresponde a depósitos de flujos de ceniza y pómez intercalada con depósitos de oleadas piroclásticas, con un espesor de 9 m. La unidad El Espino está compuesta por flujos de ceniza y pómez, oleadas piroclásticas, flujos de escombros de composición riodacítica con amplia distribución areal, llegando hasta el río Sapuyes con un espesor estimado de 10 m (González et al., 2002).

7.24.1 Litología

La unidad está compuesta por una serie de intercalaciones de depósitos de flujo piroclástico, caída piroclástica y oleadas piroclásticas. Los depósitos de flujos piroclásticos presentan tamaño de grano ceniza fina de color gris anaranjado hacia la base y alto grado de meteorización (formación de arcillas). Seguido por un nivel de flujos piroclásticos ricos en cristales con tamaño de grano ceniza gruesa a lapilli fino con cristales de cuarzo bipiramidal 60%, vidrio 15%, mica biotita y minerales máficos sin diferenciar 25%. La fracción gruesa corresponde a fragmentos líticos de lavas grises dacíticas, de formas subangulares con tamaño de grano promedio de 1 cm y fragmentos de pómez subangulares de composición dacítica (cuarzo y biotita) con tamaño de grano máximo de 2.2 cm y promedio de 0.6 cm. Además se observa imbricación, baja compactación, aspecto deleznable y buena porosidad, seguido por un paleosuelo de 16 cm de espesor en el cual se observan cristales de cuarzo y líneas de fragmentos de pómez (Foto 63).

Foto 63. Detalle de afloramiento compuesto por la intercalación de flujos piroclásticos de color gris claro y oleadas piroclásticas en la vía que del sector de El Espino conduce a la vereda Chimangual. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por A. Pinilla).

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Suprayaciendo la sucesión anterior se encuentra un nivel que parece corresponder a un flujo de escombros matriz soportado, mal seleccionado, con una pseudo - estratificación dada por los fragmentos líticos y de pómez.

La matriz describe un tamaño de grano ceniza gruesa acompañada por fragmentos de lavas de composición dacítica a riodacítica de color gris. Presentan fragmentos con tamaño de grano máximo de 13 cm y promedio de 7 cm. Además se observaron fragmentos de pómez blanca con tamaño de grano lapilli fino. Está suprayacido por un flujo piroclástico cuya matriz tiene tamaño de grano ceniza gruesa a lapilli fino con cristales de cuarzo + vidrio: 73%, máficos sin diferenciar: 7%, fragmentos líticos de composición riodacítica de formas angulares: el 15% y el 20%. El tamaño de grano máximo es 7 cm, promedio 3 cm y mínimo 2 cm. El depósito presenta bajo grado de compactación y aspecto deleznable, acompañado por un depósito de caída piroclástica con tamaño de grano ceniza fina, rica en cristales de cuarzo, vidrio, biotita, máficos sin diferenciar y fragmentos líticos rojos, grises y pómez angulares, aplastadas, poco vesiculadas.

7.24.2 Posición Estratigráfica

Se encuentra infrayacida discordantemente por la unidad de Depósitos de Flujos y Oleadas Piroclásticas del Volcán Azufral. Unidades La Calera, La Cortadera y El Espino (Q2spa2) y suprayacida por el suelo actual.

7.24.3 Edad A partir de su relación estratigráfica con las unidades circundantes, se le asigna a ésta unidad una edad Holoceno, apoyada en una serie de dataciones radiométricas realizadas por el método 14C con los siguientes valores:

3930 ± 80 A. P. y 3920 ± 70 A. P. en el sector de La Calera y la Quebrada Arrayán, con una edad de

3650 (edad de emplazamiento del depósito) en madera carbonizada (Fontaine 1994 en González et al., 2002; Fontaine & Stix 1993 en González et al., 2002)

3750 ± 70 A. P. y 3500 ± 50 A. P. en flujos de ceniza y pómez y oleadas piroclásticas (González et al., 2002).

7.25 DEPÓSITOS DE FLUJOS PIROCLÁSTICOS DE BLOQUES Y CENIZAS DEL VOLCÁN AZUFRAL, UNIDAD EL CARRIZO (Q2SPA4)

Afloran en el extremo noroeste de la plancha topográfica IGAC a escala 1:25.000 428 - IV - D, en los alrededores de las quebradas El Carmelo y el Carrizo.

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7.25.1 Litología

Corresponde a depósitos de flujo de ceniza y bloques aflorantes en el sector de la vereda Panamal y la vereda Aduanal. Presentan un espesor de 6 m. Posee fragmentos de madera carbonizada los cuales sirvieron para determinar la edad del depósito (González et al., 2002). Hacen parte de la actividad explosiva reciente del Volcán Azufral.

7.25.2 Posición Estratigráfica

Se encuentra infrayacido por los Depósitos de Flujos y Oleadas Piroclásticas del Volcán Azufral. Unidades La Cortadera y El Espino (Q2spa3) (González et al., 2002).

7.25.3 Edad

De acuerdo a su posición estratigráfica, se le asigna a esta unidad una edad Holoceno a partir de la datación radiométrica realizada en fragmentos de madera carbonizada con una edad de 3470 ± 60 A. P. (Fontaine 1994 en González et al., 2002).

7.26 DEPÓSITOS CUATERNARIOS DE DETRITOS Y PENDIENTE (Q2DP)

Estos depósitos afloran en el extremo noroeste y suroeste de la plancha topográfica IGAC a escala 1:25.000 428 – IV - C. Los mejores afloramientos se encuentran en la vía que del sector de El Espino conduce al municipio de Piedrancha, en el sector de las torres de bombeo de ECOPETROL. Esta unidad se delimitó a partir de sus características morfológicas como cambios bruscos de pendiente a partir de caídas de roca producidas por procesos de remoción en masa vertical y/o lateral que en la actualidad se encuentran inactivos.

7.26.1 Posición Estratigráfica

Esta unidad se encuentra suprayaciendo discordantemente a las Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo (N2laca).

7.26.2 Edad

A partir de su origen, el cual está relacionado con procesos de remoción en masa, se asume para esta unidad una edad Holoceno.

7.27 DEPÓSITOS INCONSOLIDADOS DE PILCUÁN (Q2DIP)

Estos depósitos se encuentran localizados en el extremo este de la zona de estudio. Hace parte de las planchas topográficas IGAC a escala 1: 25.000: 429 - II - C, 429-III-D y 448-I-B. Los mejores afloramientos se observan en la

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desembocadura del río Sapuyes en el río Guáitara y a lo largo del cañón del río Guáitara hasta la inspección de policía de San Juan. Geomorfológicamente se identifican a partir de las terrazas planas que deja a lo largo del cauce del río Guáitara (Foto 64).

La morfología de terrazas está asociada a terrazas formadas por represamientos antiguos del río, posiblemente dados por antiguos colapsos de calderas o por actividad volcánica como emisión de lavas y/o piroclastos que ocasionan represamientos (Murcia & Cepeda, 1991)

Foto 64. Terrazas correspondientes a los Depósitos Inconsolidados de Pilcuán, los cuales se observan en la vía caserío El Pedregal – inspección de policía de San Juan. La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por P. A. Ríos).

7.27.1 Litología

Esta unidad corresponde a un depósito de flujo de escombros, clasto soportado, imbricado, cuya relación matriz: armazón es 25%: 75%. Presenta mala selección y bajo grado de compactación. La matriz tiene un tamaño de grano ceniza fina, la cual involucra fragmentos de lavas andesíticas de color gris y rojo con textura porfirítica y lavas grises con textura afanítica. Los clastos de la fracción gruesa describen formas subredondeadas a redondeadas (clastos con caras planas) con tamaño máximo de 20 cm, promedio 8 cm y mínimo de 2 cm. Este depósito tiene un origen fluvial, producido probablemente por antiguos represamientos del río Guáitara en el que se da la formación de barras de grava puntuales, adosadas a las paredes del cañón del río generando una serie de terrazas antiguas.

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En el sector entre Pedregal y Pilcuán se midieron espesores ≥ 82 m para siete niveles de terraza, compuestos por clastos de vulcanitas modernas, arenas y limos de aporte volcánico. Además presentan estructuras sedimentarias como estratificación cruzada, laminación fina, lenticular y restos de material vegetal (Murcia & Cepeda, 1991).

7.27.2 Posición Estratigráfica

Estos flujos se encuentran infrayacidos discordantemente por la unidad de Lavas Andesíticas del Río Guáitara (N2lagt) y los Depósitos Volcánicos de Las Lajas (Q1dl) y suprayacidos por la unidad de Bloques de Deslizamiento Combinado (Bdc) y por los Depósitos de Terraza Aluvial Reciente del Río Sapuyes (Dtar).

7.27.3 Edad

Se asume para esta unidad una edad Holoceno ya que corresponde a depósitos de origen aluvial, relacionados con los ríos Sapuyes y Guáitara.

7.28 DEPÓSITOS LACUSTRES (Q2DL)

Esta unidad aflora al noroeste del municipio de Cumbal. Hacen parte de la plancha topográfica IGAC a escala 1:25.000 447-II-A. Son depósitos producidos por lagunas naturales, artificiales o como relicto de antiguos dominios lacustres. Esta unidad está relacionada con la formación de la caldera del Volcán Cumbal Antiguo. Los mejores afloramientos se encuentran en los alrededores de la Laguna Cumbal y se caracterizan por formar una serie de depósitos lacustres que dan origen a una geomorfología plana (Foto 65). El origen de la Laguna Cumbal está relacionado como parte del fondo de una antigua caldera que dio origen a la unidad de Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo, cuyo borde caldérico se prolonga hacia el norte alcanzando un diámetro de 9 km (OLADE 1982 en González et al., 2002 y Velásquez & Parra, 2002).

7.28.1 Posición Estratigráfica

Esta unidad se encuentra infrayacida por la unidad de Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo (N2laca).

7.28.2 Edad

Teniendo en cuenta la posición estratigráfica, se asume una edad Holoceno para esta unidad.

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Foto 65. Geomorfología plana asociada a los Depósitos Lacustres que se observan en la Laguna Cumbal. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía por A. Pinilla).

7.29 DEPÓSITOS DE FLUJO DE ESCOMBROS HIPERCONCENTRADOS DE RÍO CHIQUITO (Q2DFEHCH)

Estos depósitos de flujo hiperconcentrados afloran al suroeste de la Laguna Cumbal. Corresponden a una zona aplanada, rodeada por la unidad de Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo y parece estar rellenando un antiguo valle. Este depósito está siendo disectado en su extremo oeste por la quebrada Río Chiquito. Estos depósitos se observan en la plancha topográfica IGAC a escala 1:25.000 447-II-A. Los mejores afloramientos se encuentran en la vía que del municipio de Cumbal conducen a la Laguna Cumbal.

7.29.1 Litología

Corresponden a depósitos de flujo de escombros, en su mayoría clasto - soportado con buena selección, cuyo origen está relacionado a flujos hiperconcentrados debido a su bajo contenido de arcilla dentro de la matriz (Foto 66).

La matriz del depósito presenta un tamaño de grano ceniza media a gruesa, la cual es escasa. La fracción gruesa está representada por clastos subredondeados a subangulares de lavas porfiríticas grises con formas angulares, fragmentos de bombas volcánicas, bloques métricos de lavas con textura en rompecabezas y fragmentos de lavas grises con alteración hidrotermal. Dentro del depósito se observa una pseudo-estratificación que puede indicar varios pulsos en

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la formación del depósito y acumulación de clastos con tamaño de grano métrico hacia el centro del depósito.

Foto 66. Flujo de escombros clasto soportados aflorante en la vía que del municipio de Cumbal conduce a la Laguna Cumbal. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por A. Pinilla)

7.29.2 Posición Estratigráfica

La unidad se encuentra infrayacida por las Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo (N2laca) y suprayacidos por el suelo actual.

7.29.3 Edad

Se le otorga a esta unidad una edad Holoceno, de acuerdo a su posición estratigráfica y a sus características geomorfológicas como poca disección de drenaje y relieve plano.

7.30 DEPÓSITOS ALUVIALES RECIENTES (Q2DAR)

Afloran en los principales cauces que drenan la zona de estudio. Los depósitos aluviales más importantes son los generados por el río Sapuyes cerca de su desembocadura en el río Guáitara, al sur del municipio de Chiles hasta el sector del caserío El Carchi (en la vía que del municipio de Carlosama conduce al caserío El Carchi, frontera con Ecuador) al igual que en el Río Blanco y algunos otros cauces.

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7.30.1 Litología

En el caserío El Carchi los depósitos aluviales presentan su mayor extensión hacia la margen izquierda. Se observan barras longitudinales y laterales formadas por clastos redondeados de lavas grises y rojas con texturas porfiríticas, lavas negras con textura afanítica y tamaños de grano variables entre centimétricos a decimétricos. El depósito está inconsolidado, caótico y mal seleccionado (Foto 67). Estos depósitos están formados por sedimentos no consolidados como limos, arenas, gravas y bloques que forman terrazas, llanuras de inundación y valles aluviales, las cuales están relacionadas con los ríos Blanco en el sector El Cascajo y Las Juntas (Velásquez & Parra, 2002)

7.30.2 Posición Estratigráfica

Suprayace discordantemente los depósitos de flujo piroclástico y de caída piroclástica relacionados con la unidad de Depósitos Volcánicos de Las Lajas (Q1dl).

Foto 67. Depósitos de terraza aluvial y de Barras laterales en el río Carchi (Río Guáitara) en la frontera con Ecuador. La imagen está orientada norte – sur (Fotografía por A. Pinilla).

7.30.3 Edad

Esta es una de las unidades más recientes dentro de la zona de estudio por lo tanto se les asigna una edad Holoceno.

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7.31 DEPÓSITOS TERRAZA ALUVIAL RECIENTE (DTAR)

Estos depósitos afloran en el cauce del río Sapuyes al norte de la zona de estudio. Se localizan en las planchas topográficas IGAC a escala 1:25.000 429-III-C y 429- III-D. Sus mejores afloramientos se observan en la desembocadura de los ríos Sapuyes, Guáitara y en el caserío El Pedregal.

7.31.1 Litología

Esta unidad dentro del trabajo de cartografía geológica se definió como una unidad geomorfológica, la cual presenta las mismas características que la unidad de Depósitos Aluviales Recientes (Q2dar). Corresponde a un depósito matriz soportado con relación matriz: armazón 60%: 40% aunque localmente se observa clasto-soportado. La matriz presenta un tamaño de grano ceniza gruesa, color café amarillento, alto grado de meteorización (formación de arcilla) y se observan algunos cristales de vidrio incoloro y cuarzo (Foto 68).

Foto 68. Detalle de un depósito de terraza aluvial reciente aflorante en el caserío El Pedregal. La imagen está orientada norte – sur (Fotografía por A. Pinilla)

La fracción gruesa está compuesta por fragmentos de lavas grises y rojas con textura porfirítica, formas subangulares a subredondeados con tamaño de grano desde 50 cm en promedio hasta métricos. En el río Sapuyes el espesor aflorante de los depósitos de terraza aluvial es de 6 m.

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7.31.2 Posición Estratigráfica

Suprayacen discordantemente los Depósitos Inconsolidados de Pilcuán (Q2dip), las Ignimbritas y Lavas Andesíticas del Río Sapuyes (N2ilas) y en algunos sectores están suprayacidas por los depósitos pertenecientes a los Bloques de Deslizamiento Combinados (Bdc).

7.31.3 Edad

Se le asigna a esta unidad una edad Holoceno.

7.32 BLOQUES DE DESLIZAMIENTO COMBINADO (BDC)

Estos bloques se encuentran concentrados en los alrededores de los cauces de los ríos Sapuyes y Guáitara. La mayor concentración de estos depósitos se encuentra en la margen izquierda aguas abajo del Río Guáitara desde el caserío de El Pedregal hasta el sector del caserío Pilcuán, en la Inspección de Policía de San Juan, entre otros lugares (Foto 69). Aflora en las planchas topográficas IGAC a escala 1:25.000 429-III-A, 429-III-B, 429-III-C, 429-III-D, 448-I-A, 448-I-B y 448- I-C.

Foto 69. Bloque deslizado en el sector del caserío Pilcuán en la vía panamericana, foto tomada en la vía que conduce al municipio de Funes. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía por A. Pinilla)

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7.32.1 Litología

Esta unidad corresponde a depósitos de caída de roca producidos por procesos de remoción en masa lateral o vertical. Está definida como una unidad geomorfológica, la cual fue explicada con mayor detalle en ese capítulo de este informe.

7.32.2 Posición Estratigráfica

Suprayace discordantemente las siguientes unidades litoestratigráficas: Lavas Andesíticas del Río Guáitara (N2lagt), Lavas Andesíticas e Ignimbritas de Potosí (N2laip), Ignimbritas y Lavas Andesíticas del Río Sapuyes (N2ilas), Depósitos Volcánicos de las Lajas (Q1dl), Flujos de Escombros de la Quebrada Boquerón (Q1feb), Flujos de Escombros de la Quebrada La Rastra (Q1fer), Flujos de Escombros de la Chorrera (Q1fech), Depósitos Piroclásticos del Volcán Azufral, Unidad Túquerres (Q2spa1), Depósitos Inconsolidados de Pilcuán (Q2dip) y los Depósitos de Terraza Aluvial Reciente (Dtar).

7.32.3 Edad

Se le asigna a esta unidad una edad Holoceno.

7.33 CORRELACIÓN DE LAS UNIDADES LITOESTRATIGRAFICAS

La correlación estratigráfica se plantea como consecuencia del estudio cartográfico de las unidades anteriormente descritas. Presenta las relaciones en tiempo y espacio entre cada una de ellas y una posible conexión entre el máximo levantamiento orogénico de los Andes, las glaciaciones Pleistocénicas y Holocénicas y períodos de máxima actividad volcánica en la zona, tenidos como referencia de eventos con relevancia regional. La correlación se hace teniendo en cuenta aspectos genéticos de cada depósito y su equivalencia en tiempo y espacio con otras unidades con las que pueden estar en contacto. No se realiza tanto en sentido composicional o textural debido a que en ese sentido todas las unidades serian similares. Se propone para el área un basamento constituido por los grupos Dagua y Diabásico, los cuales fueron plegados y deformados, adoptando una forma cóncava, que se tornó en una paleo - cuenca sobre la cual se desarrollaron algunos centros eruptivos que originaron las lavas del Volcán Pajablanca, Guáitara, de Quitasol y Olaya, el Remanente Caldérico de Imués, entre otros. En la Figura 7 se aprecia una coincidencia entre el inicio de la actividad volcánica en varios centros eruptivos y el pico de máximo levantamiento orogénico de Los Andes. Esta relación entre tectónica y vulcanismo es una hipótesis a desarrollar en futuros estudios, puesto que dados los objetivos de este proyecto, ésta es una inquietud que aún no tiene respuesta.

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Se puede afirmar que en el Zancleano (~ 4.6 m.a.) no todo el basamento estaba cubierto por depósitos volcánicos, lo cual se evidencia en que en la base de los depósitos de flujos piroclásticos de Los Chircos, se encuentran involucrados fragmentos centimétricos de rocas metamórficas y hacia el tope del conjunto de unidades desaparecen. Los centros volcánicos a pesar de tener distribuciones areales significativas, no se sobreponen entre sí, por lo que los espacios entre volcanes son aprovechados por los depósitos piroclásticos para emplazarse. Esto posiblemente facilitó el desarrollo de una cuenca con base cada vez más amplia lo cual fue favorecido por la destrucción de antiguas calderas (p.e. Imués) y otros edificios volcánicos.

Se infiere que no existieron barreras significativas que limitaran el desarrollo de los edificios volcánicos y que su límite fue la disponibilidad de material. Se aprecia que la unidad con mayor extensión areal es los Depósitos Volcánicos de Las Lajas y que a inicios del Pleistoceno Inferior estaba ocurriendo actividad efusiva en la Cordillera Occidental coincidiendo con el pico de la glaciación Pleistocénica, lo que posteriormente favoreció el aumento en el aporte de material aluvial. Como consecuencia del retroceso glacial. Este es otro tópico que puede ser objeto de estudio a futuro. Hacia el Holoceno igualmente se presentó la coincidencia entre glaciaciones y vulcanismo. No obstante, esta coincidencia no necesariamente indica que tengan relaciones genéticas entre sí. Pero el retroceso de las glaciaciones favorece la disponibilidad del material que provoca la gradación de cuencas. Asimismo, la delimitación areal de las unidades holocénicas se debió a controles de la disponibilidad de material y la configuración de la cuenca (acumulación de depósitos que sirven de barreras, remanentes volcánicos, entre otros) y en algunas ocasiones se sobre impusieron procesos erosivos, lo que acentuó la presentación puntual de las unidades en la gráfica.

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Figura 7. Correlación estratigráfica de las unidades litoestratigráficas en la que se muestra las relaciones espacio temporal entre cada una de ellas y en distintas localidades dentro de la zona de estudio.

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8 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

El Altiplano Nariñense corresponde a la vertiente este de la Cordillera Occidental y a la Cordillera Central representada en el Volcán Pajablanca. En este sector confluyen grandes sistemas de fallas que hacia el norte, sirven para definir geológicamente los límites entre estas cordilleras. Según este autor las estructuras geológicas cercanas a la zona de estudio evidencian la actividad tectónica que ha dado la expresión actual del sistema montañoso de Los Andes del Norte, especialmente la porción que corresponde a la diferenciación entre Los Andes Ecuatorianos y Los Andes de Colombia (Núñez, 2003).

El estilo estructural de la región es complejo. Predominan fallas de alto ángulo de dirección N-NE con una deformación notoria sobre la Cordillera Occidental producida por imbricación de cuñas o escamas de fragmentos corticales involucrados en un prisma durante un proceso continuo de acreción y subducción de un plateau oceánico (González et al., 2002).

En un sentido más específico Rodríguez (2005) plantea que los eventos tectónicos que fracturaron las unidades litológicas y afectaron algunos de los depósitos expuestos en la zona de estudio se manifiestan en dos direcciones preferenciales de fallamiento; una longitudinal con una tendencia NNE – SSW y otra transversal con sentido WNW – ESE, la cual tiene un componente de cizalla WSW - ENE. La dirección con mejor expresión morfológica es la NNE – SSW. No obstante, los elementos con dirección WNW – ESE y WSW – ENE. Además en el Altiplano Nariñense según Rodríguez (2005) se presenta un tectonismo intenso que consta de numerosas fallas de orientación noreste que afectan incluso los sedimentos Plio – Pleistocenos; su límite oriental está constituido por la Falla de Silvia – Pijao y el occidental por la Falla Cauca – Patía (Arango & Ponce, 1982).

Metodológicamente el componente geológico estructural de la cartografía geológica de superficie se realizó mediante la articulación de varias herramientas:

Recopilación de trabajos preexistentes sobre la geología estructural en el Altiplano Nariñense tales como Arango & Ponce (1982), Romero (2005) y Rodríguez (2005).

Fotointerpretación de fotografías aéreas y procesamiento de Imágenes Satelitales y manejo de SIG.

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Toma de datos en campo

Respecto al procesamiento de imágenes y manejo de SIG de debe tener en cuenta que previo al trabajo cartográfico, el equipo de trabajo de INGEOMINAS había hecho un procesamiento anterior que consistió en la importación y extracción de sub-imágenes, análisis de componentes principales de la Banda 6 ETM, unión de bandas, realce espacial que incluyó un filtro de realce de los bordes, realce radiométrico, elaboración del mosaico, inclusión de correcciones geométricas y creación de las coberturas.

En campo se colectaron datos de estrías y diaclasas que se adjuntaron a los ya existentes en las bases de datos del INGEOMINAS. Estos datos también se representaron en el SIG sobre el mapa estructural filtrado, elaborado previamente por INGEOMINAS y con ellos se obtuvo el mapa estructural propuesto en este estudio.Es de anotar que el grupo de trabajo de Análisis Estructural de este proyecto de investigación (Tomo II) presentó un informe puntual sobre estudios realizados sobre este particular. Por lo que en este capítulo se hace solamente una descripción general de cada uno de los elementos estructurales cartografiados geológicamente en superficie (Mapa 4).

8.1 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL

Se plantea que las principales fallas que actúan sobre el Altiplano Nariñense y la Cordillera Occidental son:

8.1.1 Falla Cali – Patía

París (1993) denomina esa falla como “Sistema de Fallas Cauca – Patía” y plantea que este sistema posiblemente corresponde al “trench del Valle del Cauca”, el cual es originado durante la colisión de la Placa de Nazca con la Placa Suramericana durante el Cretácico cuya orientación general actual es N30ºE. INGEOMINAS considera que este elemento se debe llamar Falla Cali – Patía y posee una longitud aproximada de 400 km (Rodríguez, 2005). París et al. (2000) mencionan que es una falla de tipo inversa En cercanías a la zona de estudio pasa por el cráter del Volcán Azufral y está cubierta con sus depósitos piroclásticos, más hacia el sur pasa los centros volcánicos de Cumbal y Chiles – Cerro Negro.

8.1.2 Falla Silvia - Pijao

Constituye el límite entre la corteza oceánica, que se ubica al oeste y la corteza continental hacia el este (París, 1993; París et al., 2000). Presenta una orientación SW – NE y ha sido definida de forma muy variada, desde fallas de movimiento de rumbo de tipo dextral, inversas de alto ángulo, verticales, transtensionales hasta inversas de muy bajo ángulo y según París et al. (2000) es una falla de tipo inversa que presenta abundantes ramificaciones, las cuales permiten que se consideren como un sistema de fallas.

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8.1.3 Falla del Guáitara

París et al. (2000) consideran la Falla del Guáitara como potencialmente activa, con rumbo N45°E y longitud de 36 km y movimiento dextral. En el sector del río que pasa por la zona de estudio presenta numerosos procesos de remoción en masa que informalmente se asocian con la actividad de esta falla.

8.2 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL LOCAL

En cuanto a la geología estructural local se refiere, se puede decir que ésta se trata en la zona de estudio de la descripción de fallas, diaclasas y lineamientos, puesto que en el Altiplano Nariñense no afloran en superficie plegamientos u otro tipo de estructura a escala cartografiable. Se reitera el carácter descriptivo general del capítulo, puesto que el análisis estructural detallado corresponde al Grupo de Análisis Estructural el cual es el encargado de este tema dentro del proyecto de investigación. Además INGEOMINAS proporcionó un esquema estructural y una base de datos de afloramientos con datos referentes a estrías e indicadores cinemáticos a mesoescala.

8.2.1 Fallas

Para darle orden a la descripción de las fallas, esta se hará de oeste a este (anexos 4 y 5 y Mapa 3).

8.2.1.1 Falla Río Blanco

De acuerdo con el estudio del grupo de Geología Estructural de este proyecto de investigación (Tomo II) se considera activa, presenta alineamiento de drenaje y se ha mencionado su existencia previamente en trabajos como González et al. (2002).

8.2.1.2 Falla Cali – Patía

En la zona de estudio la Falla Cali – Patía se describe como un elemento estructural, que se presume activa, presenta control de drenaje, cambios de pendiente y silletas alineadas.

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Mapa 4: Mapa generalizado de fallas con evidencias en afloramiento de la zona de estudio.

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8.2.1.3 Falla de Guachucal Esta falla presenta una bifurcación con movimientos dextrales al noreste del municipio de Chiles. Las fallas producto de la bifurcación son semi – paralelas, originan bloques levantados depresiones y zonas de brechamiento (Foto 70).

Foto 70: Zona de intenso brechamiento asociado al paso de la falla de Guachucal en el costado occidental del Volcán Pajablanca en cercanías al municipio de Sapuyes. La imagen está orientada noreste – suroeste (Fotografía por A. Pinilla)

Estos bloques a su vez se encuentran limitados por fallas transversales con dirección NW – SE, dispuestas en echelón y fallas menores que muestran estructuras duplex por contracción, resultado de movimientos transcurrentes. Otra evidencia de la dirección de movimiento de esta falla, es la presencia de lomos de presión, ubicados al oeste de la población de Ospina.

8.2.1.4 Falla Calpután

Esta falla se localiza al este de Pupiales y al norte de Ipiales. Presenta una dirección NNW – SSE, buzamiento hacia el ENE y movimiento normal con componente menor en rumbo. Se aprecia un elemento perpendicular en el extremo sur del trazo presentado en este informe y hacia el sureste otro elemento con orientación similar a esta falla. Se propone realizar estudios futuros que esclarezcan si el elemento perpendicular a la Falla Calpután corresponde a un lineamiento fotogeológico o una falla activa con componente sinextral que desplazó el trazo de la Falla Capitán.

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8.2.1.5 Falla sin clasificar en medio de Túquerres y Ospina

Corresponde a un lineamiento fotogeológico evidenciado en controles de cauce, cambios altimétricos y alineamiento de silletas. Presenta dirección NNW – SSE, longitud aproximada de 4 km y movimiento principalmente normal. Su trazo se aprecia desplazado por la actividad reciente de la Falla de Guachucal.

8.2.1.6 Falla Imbula

La Falla Imbula es un elemento estructural que tiene una dirección noroeste – sureste y se encuentra aproximadamente a 5 km al oeste del municipio de Gualmatán. Tiene buzamiento alto al suroeste y movimiento principalmente normal. Hacia el sur de la falla se encuentran unos lineamientos que probablemente no desplazan el trazo de la Falla Imbula.

8.2.1.7 Falla Gualmatán

En la zona de estudio la Falla Gualmatán se encuentra aproximadamente a 3 km del municipio de Gualmatán. Tiene una longitud aproximada de 10 km, dirección noroeste – sureste, presenta buzamiento alto hacia el suroeste, movimiento sinextral normal, carácter activo y morfológicamente se evidencia en un drenaje alineado.

8.2.1.8 Falla del Río Boquerón

La Falla del Río Boquerón aflora al sur del municipio de Gualmatán, en el cauce del río del mismo nombre, el cual tiene una dirección noroeste – sureste y una longitud aproximada de 3 km Presenta buzamiento alto hacia el suroeste y movimiento principalmente normal. En el extremo sur de la falla se encuentra contada por un lineamiento o trazo de falla asociado con la Falla del Guáitara.

8.2.1.9 Falla Iles

Esta falla tienen una dirección noroeste – sureste y aflora al norte del municipio del mismo nombre. De acuerdo con los estudios del grupo Geología Estructural de este proyecto de investigación (Tomo II), esta falla se considera sinextral, normal, activa y se evidencia en drenajes alineados que se aprecian incluso en imágenes de satélite y que acorde con Núñez (2003) corta estructuras NE – SW. Además desplaza depósitos volcánicos Plio – Pleistocénicos (Foto 71). Hacia el norte del trazo de la falla se encuentran lineamientos que parecen no desplazar la estructura principal.

8.2.1.10 Falla sin clasificar (río Sapuyes) Esta falla se reporta en cercanías de la desembocadura del río Sapuyes en el río Guáitara, con una dirección WNW – ESE y una longitud aproximada de 7 km. En

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este estudio este elemento se fotointerpretó y se verificó en campo considerándose como una falla dextral normal, activa, que presenta desplazamiento de terreno, drenaje controlado (Foto 72) y presenta un espejo estriado en la parte baja del cauce del río Sapuyes (Foto 73).

Foto 71. Desplazamiento en buzamiento de capas de depósitos volcánicos en la vereda Miraflores del municipio de Gualmatán. Este desplazamiento se asocia con la actividad de la falla Gualmatán. La imagen está orientada sur – norte (Fotografía por A. Pinilla)

Foto 72. Sector en la parte baja del río Sapuyes que presenta control estructural y se correlaciona con geoformas aisladas aguas arriba y un espejo estriado de falla que presenta igual orientación: N41ºW/71ºE La imagen está orientada suroeste – noreste (Fotografía por A. Pinilla).

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Foto 73. Espejo estriado de falla que presenta una dirección N41ºW/71ºE, una aparente dirección de movimiento normal – dextral y las estrías tienen un pitch de 115º. (Fotografía por A. Pinilla)

8.2.1.11 Falla del Río Guáitara

Rodríguez (2005) menciona que algunos autores consideran esta falla como la prolongación de la Falla Silvia – Pijao, que pasa por el Volcán Galeras, continuando por el río Guáitara y extendiéndose hacia la frontera con el Ecuador con dirección N10ºE (Murcia & Cepeda 1991; Ujueta 2001). Esta falla en el Ecuador se conoce como falla de Peltetec. En este estudio se considera como una falla normal, dextral, activa, que tiene drenajes controlados estructuralmente (Foto 74).

Diaclasas y estrías de falla

Romero (2005) plantea a partir del análisis detallado de datos estructurales de diaclasas y estrías de falla principalmente para la zona la existencia de un régimen tectónico de distensión radial, con influencia de componente de rumbo, relacionado a un sistema de transtensión (anexos 4, 5 y Mapa 3). Asimismo menciona que el tensor principal σ1 tiene un valor de 121º y actúa para generar fracturas y fallas con orientaciones principales NW, NEE y NE. Un informe detallado respecto a este tema es el presentado por el grupo de Geología Estructural de este proyecto de investigación (Tomo II).

Lineamientos Fotogeológicos

Lineamientos transversales WNW – ESE: son comunes en el área, algunos cortan localmente a las estructuras mayores longitudinales.

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Para INGEOMINAS y Rodríguez (2005) estos lineamientos se pueden interpretar como fallas antiguas de basamento, perpendiculares a las fallas principales y que en la fase de la interacción de las placas de Nazca y de Suramérica pueden tener relación con el vulcanismo activo de Colombia y las fuentes termales de la zona.

Lineamientos Transversales WSW – ENE: asimismo, este autor plantea que se pueden interpretar como correspondientes con fallas sintéticas de los movimientos transcurrentes dextrales o como un sistema de cizalla regional identificado por INGEOMINAS.

Foto 74. Afloramiento de depósitos volcánicos (que fueron descritos en la estratigrafía) en la vía que de Ipiales conduce a Las Lajas, se encuentran fallados en estructuras de “horst y graben”, lo cual se puede interpretar como evidencia de tectónica distensiva en el sector, asociada con la Falla del río Guáitara. La imagen está orientada oeste – este (Fotografía por P. A. Ríos).

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9 EVOLUCIÓN HISTORICA

La evolución histórica del Altiplano Nariñense que a continuación se discute es basada en las unidades aflorantes en el área de estudio. Éstas tienen como basamento rocas del Cretácico Superior representadas por los grupos Dagua y Diabásico. Aunque en la zona de estudio aún no existe la certeza de la continuidad del basamento, ni de su distribución en el subsuelo, dado que se desarrollaron una serie de eventos compresionales discretos y de acortamiento cortical hasta finales del Mioceno posterior a la apertura en el Oligoceno Tardío de la Depresión del Cauca, que según Stern (2004) tendría continuidad hasta el Ecuador, en donde se conoce como Valle Intermedio. Solamente se asume su existencia con base en el registro de clastos centimétricos de rocas metamórficas en la parte basal de los depósitos de flujo piroclástico de Los Chircos (este informe), en la presencia de xenolitos de estas unidades traídos a superficie por el ascenso del magma en el sector del Volcán Azufral (grupo de trabajo de Geotermia en el Volcán Azufral de este proyecto, comunicación verbal), en el registro gravimétrico obtenido por el grupo de trabajo de geofísica de este proyecto y por referencias bibliográficas como González et al. (2002) quienes plantean que hacia el oeste de los volcanes Chiles, Cumbal y Azufral afloran estas unidades.

Posterior al plegamiento de las unidades de basamento y apertura de la Depresión del Cauca, se asume que no hubo acumulación de otras unidades, entre el Cretácico Superior, el final del Mioceno y hasta el inicio del Zancleano a partir de la falta de exposición de elementos que confirmen o refuten esta hipótesis y que en el área no se ha reportado retrabajamiento de unidades diferentes a las volcánicas que son objeto de este estudio y del basamento. Además, en Colombia no existe registro estratigráfico de depósitos volcánicos continentales de edad mayor al Mioceno (~13.5 m.a) representado por la Formación La Victoria del Grupo Honda en el que solamente se refleja un vulcanismo incipiente que progresivamente va aumentando con el tiempo hasta ~ 8.4 m.a (Guerrero, 1993). Por tal motivo se considera que hasta esa época, como se mencionó anteriormente, ocurrieron una serie de eventos compresionales y de acortamiento cortical que deformaron el basamento Cretácico (Stern, 2004) y no existió acumulación de otras unidades volcánicas efusivas ni de origen explosivo.

Sobre el marco geotectónico González et al. (2002) y Stern (2004) plantean que la zona de subducción ha controlado la generación del magmatismo de margen

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continental activo desde el Mioceno hasta hoy y que la placa en ese tiempo ha pronunciado su ángulo de subducción provocando un desplazamiento del vulcanismo hacia el oeste. Ésta sería la razón por la cual el volcán Cumbal Antiguo entró en estado de reposo, lo que reflejaría uno de varios ciclos de actividad volcánica regional que posiblemente tuvieron relación con una serie de reorientaciones en el movimiento de las placas oceánicas y la de Suramérica. Actualmente el ángulo de subducción, por debajo de la Cordillera Occidental entre latitudes 0º y 2º oscila entre 31º y 45º; el espesor cortical fluctúa entre 40 y 60 km, la profundidad desde los volcanes hasta la “Zona de Benioff” es entre 140 a 160 km y la distancia de estos edificios hasta la trinchera es aproximadamente de 380 km (Stern, 2004).

Teniendo los anteriores datos como marco de referencia, se puede plantear que el vulcanismo en la zona de estudio en términos generales corresponde a una cadena sencilla de volcanes que se amplía hacia el Ecuador, sin llegar a considerarse asociado con un “flat slab”. En ese país la amplitud de la cadena alcanza los 120 km de diámetro, la cual se puede explicar mediante la acción de la subducción del Ridge de Carneggie en la placa Suramericana que sí puede provocar un acortamiento en el ángulo de subducción (Stern, 2004), Bourdon et al. (2003), Gutscher et al. (1999), Ojeda & Havskov (2001) y Borrero (2006).

A pesar de ser posible que existan productos de antiguos centros volcánicos no identificados o que hayan sido destruidos (Murcia & Cepeda, 1991) no es correcto pensar en la existencia de un ángulo de subducción relativamente bajo en la zona de estudio. Por lo que se propone que la formación de centros eruptivos de lavas y de ignimbritas (probablemente originadas en las diferentes calderas existentes dentro y fuera del área de estudio) en el Plioceno Inferior pueden haber sido originados como consecuencia de la reorientación de la zona de subducción en el sentido de Stern (2004) o como respuesta al pico de levantamiento orogénico y de máxima deformación tectónica asociada con la acreción andina (González et al., 2002).

Hace 4.6 m.a. (Plioceno Inferior) los centros eruptivos de la zona de estudio presentaron estados variables en la evolución de su actividad y en la formación de sus edificios. A partir del análisis de la morfología de estos elementos se apreció que algunos de los centros de emisión de la zona son antiguas calderas (Volcán Cumbal Antiguo, Remanente Caldérico de Imués, Calderas de Girardot y Quitasol), centros eruptivos que fueron cubiertos (Lavas del Guáitara, Volcán Olaya) y que el volcán Pajablanca no posee un único centro de emisión sino varios, lo que se interpretó como un comportamiento similar con los volcanes reportados en la cartografía de la plancha de Pasto por Murcia & Cepeda (1991). (Mapa 5)

En el Piacenziano (3.6 m.a) empezaron a desarrollarse algunas diferencias en los estilos eruptivos y en la evolución de las cuencas presentes en la zona de estudio.

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Posiblemente en esa época eran dos: una al norte del volcán Pajablanca y otra al sur del mismo. Esto se sustenta en que en la correlación estratigráfica realizada en este estudio se aprecia que en el sector de Ipiales – Las Lajas, al sur de la zona de estudio, la actividad volcánica está representada por depósitos de flujos piroclásticos, flujos de escombros de espesores métricos que generalmente sobrepasan los cuatro metros (Figura 8), esporádicos canales aluviales, alto grado de bioturbación por raíces, y depósitos diatomíticos (Unidades “Depósitos de Flujo Piroclástico de Los Chircos” y “Depósitos Volcánicos de Las Lajas”, Foto 50). Mientras que al norte del volcán Pajablanca, en lo que hoy en día es el cañón del río Sapuyes, se emplazaron una serie de depósitos ignimbríticos y lávicos cuyos espesores son de escala similar o mayor a la del sector Ipiales – Las Lajas, (“Lavas e Ignimbritas del Río Sapuyes”) que registran solamente aporte volcánico en el que hay ausencia de depósitos diatomíticos, material retrabajado o bioturbado.

Los anteriores elementos se interpretaron como una época en la que la actividad volcánica fue mayor y menos interrumpida al norte del volcán Pajablanca que hacia el Sur. Cerca a Ipiales, en medio de la actividad volcánica, hubo intervalos de tiempo cuya duración fue suficiente para que se retrabajara el material y se produjeran procesos laharicos o de emplazamiento de flujos de escombros, lo que se infiere como procesos de depósito mas discretos hacia el sector sur respecto al norte. En el norte de la zona de estudio se presentó una depositación mas continua, en la que no se presentan discordancias significativas entre cada unidad depositacional y en la que cada deposito tiene espesores que pueden alcanzar las decenas de metros.

Hace aproximadamente 2.5 m.a. (Gelasiano) iniciaron su actividad nuevas fuentes eruptivas, como son las de Cerro Crespo y Nasate, se dio la intrusión de los Domos de Colimba y se acentuaron las diferencias entre las cuencas norte y sur. En el sector de Ipiales – Las Lajas siguió dándose la depositación volcánica y a medida que transcurrió el tiempo, la actividad se fue haciendo más episódica. Posteriormente, los depósitos fueron de menor espesor y los intervalos de tiempo entre cada unidad depositacional se hicieron mas amplios, empezaron a acentuarse los procesos pedogenéticos en los topes de cada deposito e inició el desarrollo paleosuelos (Base de la Unidad Depósitos Volcánicos de Las Lajas) mientras que en el sector Norte la actividad había cesado. Las diferentes secuencias de depósito en las cuencas conducen a inferir que en cada una de ellas hubo aporte de material volcánico de diferentes fuentes y que la respuesta de la cuenca al aporte del material igualmente fue diferente.

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Mapa 5. Reconstrucción paleogeográfica de la zona de estudio hace aproximadamente 4.6 m.a. Se plantea la existencia de las principales fuentes de la zona, un basamento Cretácico cuya extensión areal es incierta y una cobertura piroclástica incipiente en el sur con posible continuidad hacia el Ecuador. (1) Basamento. (2) Lavas del Guáitara. (3) Volcán Olaya. (4) Caldera de Imués. (5) Volcán Cumbal Antiguo. (6) Volcán Pajablanca. (7) Cobertura Piroclástica. El origen de las Lavas del Guáitara es incierto aun ya que no se cuentan con elementos que relacionen o separen su génesis con el Volcán Pajablanca o con el Remanente Caldérico de Imués.

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Figura 8. Modelo de depositación sin eruptiva con enriquecimiento en material volcánico. Tomado de Herrera y López (2003)

En el Pleistoceno Inferior los procesos de depósito hicieron que tal diferencia en la respuesta de las cuencas se hiciera más notoria. Mientras que en la cuenca norte no hay registro de actividad en esta época, en el sector Ipiales – Las Lajas el depósito de material volcánico continua con espaciamientos de tiempo mas significativos (decenas a miles de años) ya que además de sobre imponerse procesos pedogenéticos en el material volcánico, empezaron a desarrollarse paleosuelos de manera más extensa e inició el depósito de material sedimentario. Murcia & Cepeda (1991) reportan que el material aflorante entre el municipio de Tangua y el sur del río Guáitara existe una sucesión arcillas fosilíferas, areniscas y delgados niveles de diatomeas que en este estudio fueron correlacionados con los Depósitos Volcánicos de Las Lajas. En estos depósitos se encontraron niveles con improntas de hojas, diatomeas fósiles y espículas de esponjas similares a las reportadas en el Tomo III (Granulometría y Arcillas) de este proyecto de investigación. En ese informe son detallados los niveles de diatomeas de los Depósitos Volcánicos de Las Lajas cuyos espesores son centimétricos hasta 1.5 m de la especie Pinnularia gibba, y se precisa que espículas de esponjas son de organismos que se desarrollan en espejos de agua de espesores centimétricos o mayores y en ambientes lóticos de condición semiperenne. En un ámbito mas regional, Murcia & Cepeda (1991) mencionan que estas asociaciones se dieron en ambientes volcano - sedimentarios continentales, con la presencia de pequeños lagos y o represamientos de valles aluviales como consecuencia de colapsamientos caldéricos y o de emisiones lávicas y piroclásticas que crearon micro - cuencas y que también aportaron parcialmente material de relleno a las cuencas.

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En concordancia de los anteriores elementos, en este informe se propone que la asociación de depósitos volcánicos presentes entre Ipiales y Las Lajas (Depósitos de Flujo Piroclástico de Los Chircos y Depósitos Volcánicos de Las Lajas) emplazados entre el Gelasiano y el Pleistoceno Inferior, se emplazaron en una cuenca aluvial en la que se desarrollaron depósitos de flujos de escombros y conglomeráticos (columna estratigráfica de Puente Nuevo. Tomo IV, este proyecto de investigación y en el sector del puente de Rumichaca) sobre los que se desarrolla una serie de depósitos episódicos, que de acuerdo con las escalas de tiempo propuestas por Schmincke & Van den Bogaard (1991) para unidades de depósito volcánico se podrían jerarquizar como “Unidades de Eventos de Tefra”. Estas escalas de tiempo van desde meses hasta años entre cada depósito y entre ellos se dan intervalos de tiempo (decenas a miles de años) en los que se desarrollan procesos pedogenéticos de diferentes proporciones que indicarían exposición subaérea del material emplazado.

El depósito de material volcánico se tornó de manera mas espaciada. Los intervalos de tiempo se fueron haciendo mayores y suficientes para que se desarrollen paleosuelos, algunos canales aluviales de pequeñas proporciones, laminas gruesas de oxidación, depósitos métricos de diatomeas, entre otros. Esta asociación se explica como una sucesión de depósitos Inter-eruptivos en los que la cuenca esta tratando de reencontrar el equilibrio que perdió cada vez que hubo depositación volcánica, es decir en un periodo Sin-eruptivo (parte alta de la Unidad Depósitos de Flujo Piroclástico de Los Chircos). En este sentido se propone que no necesariamente hubo colapsos de calderas o de sectores de edificios volcánicos en toda la región, ya que en los Depósitos Volcánicos de Las Lajas no existe registro estratigráfico que sustente tal afirmación. Por tal motivo se plantea que la Cordillera Occidental ya se estaba erigiendo y adyacente a ésta se desarrollaba una cuenca aluvial con aporte cordillerano (por ejemplo, un paleo- Guáitara?) cuyos cauces se vieron intervenidos por la sedimentación Sin-eruptiva y trataban de reencontrar su equilibrio en los intervalos Inter-eruptivos. Teniendo en cuenta que el espesor y la extensión areal de los depósitos volcánicos emplazados en estas cuencas es bastante importante, se plantea que durante el proceso de reequilibrio se dieron cambios rápidos en la ubicación del cauce que propiciaron el crecimiento de charcos, pequeños escurrimientos de agua y eventualmente, represamiento de las corrientes que posiblemente tenían baja sinuosidad y lecho gravoso (Miall, 1996) aptos para la progresión de diatomeas, como el modelo Sin-eruptivo de la Figura 8 (Figura 9).

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Figura 9. Esquema del Modelo Depositacional propuesto para el sector de Ipiales – Las Lajas para el Piacenciano – Gelasiano. En el se muestra el dominio de las facies volcánicas sobre las sedimentarias, no obstante se conserva un remanente de esta actividad reflejado en las posibles barras de gravas y flujos de escombros. Tomado de Herrera & López (2003).

Acorde con la interpretación preliminar de la línea sísmica (Tomo III, este proyecto de investigación) el proceso de depósito desde la Cordillera Occidental ya estaba ocurriendo y se ve representada en depósitos de tamaño de grano grueso interpretados como consecuencia proceso de flujo de escombros originados en el edificio volcánico del Cumbal y o Chiles. Sobre éstos se emplazan los Depósitos Volcánicos de las Lajas pero sin detenerse el aporte desde la cordillera. Ocurren procesos de depósito de ambas secuencias, hasta que el emplazamiento de los Depósitos de Las Lajas finaliza y se ven cubiertos por los Depósitos de los Volcanes Cumbal y Chiles en inmediaciones de lo que actualmente es el municipio de Cumbal. En consecuencia, se interpreta que el intervalo de tiempo de aporte del material proveniente de la Cordillera Occidental es mayor que el de los Depósitos Volcánicos de Las Lajas. No obstante la procedencia de los Depósitos Volcánicos de las Lajas aun no es clara, dado que en ese sector existen varios centros volcánicos: de la Cordillera Occidental, (Chiles, Cumbal) del norte de Ecuador (Caldera de Chalpatán, Cerro Payurco, Volcán Chulamuéz, entre otros) y del sector que hoy en día es Putumayo (Cerro negro, El Encino, La Envidia) por lo que es difícil precisar una sola fuente para esta unidad. Solo se puede precisar que la fuente o las fuentes de esta unidad deben tener, en general, una composición intermedia.

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Posteriormente se dio un proceso de erosión de estos depósitos y su posible retrabajamiento (Depósitos de Flujos de Escombros del Río Boquerón y Río Chiquito) evidenciado en que la unidad Depósitos Volcánicos de Rumichaca suprayace los Depósitos Volcánicos de Las Lajas y estos flujos de escombros de manera que recubren la paleotopografía, sin modelarla. Por tal razón se asume que la configuración del terreno es preexistente y en sectores muy puntuales los Depósitos de Rumichaca tienden a rellenar antiguas micro cuencas dejadas por los Depósitos Volcánicos de las Lajas. Además, el Cerro Nasate en esa época ya estaba en actividad y se habían emplazado los Domos de Colimba y el Volcán Azufral ya había empezado a producir depósitos ignimbríticos, lo que también pudo haber influido en la respuesta sedimentológica de la cuenca a escala regional acentuando la agradación inducida por el vulcanismo, pudiendo acelerar los procesos erosivos en la zona.

Los Depósitos Volcánicos de Rumichaca (que tienen dos depósitos de caída piroclástica de color blanco muy representativos) de acuerdo con Calvache (2006, comunicación verbal) tienen una edad en su parte superior de ~300000 años (Pleistoceno Medio). Tienen composición ácida y acorde con su distribución areal se infiere que su tendencia general es a ubicarse en altos topográficos en la zona de estudio. Su distribución areal actual es en remanentes, a partir de cual se propone que posterior a su depositación se desarrollaron intensos procesos erosivos y pedogenéticos subaéreos. De acuerdo con Pulgarín (2006, comunicación verbal) esta unidad se correlaciona litológicamente y cronológicamente con los depósitos de “La Cueva” en Pasto. A partir de ello se puede reconstruir una distribución areal primaria como parte de un segmento de elipse cuyo foco estaría al norte de Ecuador. La suma de todos estos factores marca un cambio en la fuente aportante de material volcánico. Este cambio composicional drástico se mencionó en este estudio y se confirmó en el Tomo III de este proyecto de investigación, donde se marcó claramente un cambio de la composición intermedia de los Depósitos de Las lajas a una composición dacítica – riolitica en los Depósitos de Rumichaca.

A partir de lo anterior, e infiriendo que la escala del vulcanismo necesaria para producir depósitos de espesores de más de 7 m en Pasto y el hecho que esta unidad no exista en el valle Cumbal, ni mas hacia el oeste, permite inferir que la fuente ecuatoriana tiene que ser una caldera ubicada al norte de este país. Según el mapa de ubicación de los volcanes de Ecuador del COV 4 (2006) se observa que en inmediaciones a la municipalidad de Tulcán existe la Caldera de Chalpatán y de acuerdo con la Base de datos de Recursos Geotérmicos en América Latina y el Caribe (Battocletti, 1999) esta caldera tiene actividad geotérmica actual (Mapa 6). A finales del Pleistoceno Superior e inicios del Holoceno se reactivaron los procesos de depósito en el sector norte de la zona de estudio con el aporte del volcán Azufral (Unidad Túquerres), interpretándose como el inicio de la actividad reciente de este volcán.

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Mapa 6. Reconstrucción paleogeográfica para el Pleistoceno Inferior. (1) Basamento Cretácico, (2) Lavas Andesíticas del Guáitara, (3) Lavas Andesíticas de Quitasol y Olaya, (4) Lavas Andesíticas del Cumbal Antiguo, (5) Lavas Andesíticas de Cerro Crepo – Nasate, (6) Lavas Andesíticas de La Loma Combujes, (Componente lávico del Remanente Caldérico de Imués) (7) Lavas Andesíticas del Pajablanca, (8) Ignimbritas y Lavas Andesíticas del Río Sapuyes, (9) Ignimbrita de Imués, (10) Depósitos volcánicos de Las Lajas, (11) Flujos de escombros provenientes de los volcanes Cumbal y Chiles, (12) Espejos de agua, (13) Lavas Cordadas del volcán Cumbal.

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Sobre esta unidad se emplazó un depósito de caída piroclástica cristalina de espesor centimétrico (Depósitos de Caída Piroclástica de Alpán) que de acuerdo con Calvache (2006, comunicación verbal) provino del volcán Soche en el Ecuador. Este edificio dista aproximadamente 40 km al sureste de Ipiales. Este deposito de poco espesor y distribución areal en lentes delgados, está intercalado en medio de la sucesión de depósitos producidos por el Volcán Azufral y el suelo actual. No obstante, se emplea como marcador crono - estratigráfico puesto que está datado en 9670 A.P. (Calvache 2006 comunicación verbal) y es posiblemente el registro de las primeras erupciones volcánicas posteriores a la glaciación holocénica. El volcán Azufral continuó la actividad explosiva en magnitudes significativas, cubriendo todo el sector norte de la zona de estudio. No obstante, en el Altiplano Nariñense se ha emplazado una fracción menor del total de sus productos, ya que en las observaciones realizadas en este estudio a los sectores externos a la zona de estudio y por Calvache et al. (2003) se apreció que la mayor parte de la actividad del volcán Azufral ha sido dirigida hacia el flanco occidental de la Cordillera Occidental.

Para esta época el modelado fluvial, la acción erosiva, agentes meteóricos entre otros, habían labrado la topografía y desarrollado altas pendientes las cuales fueron favorecidas por la actividad tectónica en la región. Los cañones de los ríos Sapuyes y Guáitara tenían profundidades muy similares a las actuales y por ello en estos cañones se desarrollaron procesos de remoción en masa a diferentes escalas que pudieron haber represado el río Guáitara y como consecuencia de ello, producirse la removilización de los depósitos volcánicos. Este proceso fue el que dio origen a los Depósitos Resedimentados de Pilcuán los cuales, a su vez, aportaron el material que ha sido retrabajado por las corrientes actuales de los principales ríos y a partir de ello, se desarrollaron las terrazas aluviales recientes (Mapa 7).

Algo interesante es que la Laguna Cumbal presenta depósitos de 1.70 m de espesor asociados con la variación del nivel del agua, reflejando que en este sector no ha habido aporte volcánico en varios miles de años. Respecto al origen de estos depósitos se manejan dos hipótesis: la primera acorde con González et al. (2002) plantean que esta laguna es asociada con una antigua caldera del Volcán Cumbal y la segunda es de acuerdo con lo observado en este trabajo, donde se propone que en la laguna hay un cruce de fallas que facilita la formación de una depresión topográfica y que el aporte del agua se debe al deshielo del glaciar del volcán actual, no tanto al retroceso del cuerpo glaciar de la pequeña glaciación de inicios del Holoceno. Esta hipótesis se sustenta en que las montañas que circundan la laguna tienen valles en V, cuchillas rectilíneas y agudas, esporádicas facetas triangulares y cambios de pendiente en cuchilla. Es decir, si en cercanías a esta laguna hubiese ocurrido modelado glacial, estos rasgos no se hubieran preservado.

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Mapa 7. Distribución actual de las unidades litoestratigráficas y los principales elementos estructurales sobre un mapa de relieve sombreado que da la configuración actual de la topografía y su relación con los elementos geológicos. Ver mapa geológico (anexos 4 y 5).

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En sentido estructural se debe tener en cuenta que en la zona de estudio existen estructuras de carácter regional que sugieren la confluencia de fallas geológicas (Murcia & Cepeda, 1991), con diferentes escalas espacio – temporales que afectan a todos los depósitos y cuyo inicio de actividad es aún indeterminado, a pesar de que su actividad se refleje en algunos depósitos recientes.

Las estructuras de carácter regional con mayor cantidad de evidencias neotectónicas son la Falla de Guachucal y la Falla del río Guáitara. La Falla de Guachucal tiene diferentes componentes y un comportamiento sectorizado por lo que su trazo ha sido dividido en segmentos. En el sector sur domina un componente transpresivo haciendo que el trazo principal tenga un movimiento dextral y componente normal. El segmento cercano al municipio de Sapuyes presenta un componente inverso y en Ospina vuelve a ser normal - dextral. La Falla del Río Guáitara presenta un carácter normal y dextral, según González et al. (2002) proponen que el movimiento en el Terciario Superior fue asociado con tectonismo que produjo dominancia en el movimiento vertical con componente en rumbo principalmente dextral. Estas fallas posteriormente fueron reactivadas con un movimiento en sentido vertical. En este informe se propone que a pesar de que sí existe un componente vertical en los principales trazos, actualmente dominan los movimientos en rumbo sobre los componentes de buzamiento y que hacia el sur de la zona de estudio, en la Falla de Guachucal, existe dominancia del carácter transpresivo de la falla (Velandia et. al., 2006).

En conclusión, en el Altiplano Nariñense desde el Plioceno, cuando ya se había abierto la Depresión del Cauca o Intermedia en Ecuador, se inició una época de actividad volcánica efusiva y explosiva, posiblemente como consecuencia del pico de máxima actividad tectónica y levantamiento de los Andes. Debido a la gran cantidad de aporte de material a las cuencas se produjeron cambios rápidos en el comportamiento de las corrientes acuosas presentes en la zona. Por ello, se puede inferir que corrientes como el río Guáitara posiblemente ya existían. No obstante, su antigua configuración es aun desconocida. Sin embargo se propone que su curso actual viene desde el Pleistoceno y en él se han transportado o removilizado depósitos preexistentes que en períodos de baja actividad volcánica reflejan un aumento en el dominio de la actividad fluvial.

Acorde con lo expuesto a lo largo de este informe y con la bibliografía consultada, se muestra que procesos como acumulación, erosión, retrabajamiento, pedogénesis, procesos eólicos, biológicos, volcánicos, meteóricos, entre otros, no solo han coexistido en el Altiplano Nariñense sino que también lo han hecho en el Ecuador, hacia el norte hasta Pasto y posiblemente mas allá de este municipio y hacia lo que actualmente es el departamento de Putumayo redimensionando la

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escala de los procesos eventuales y cíclicos que han ocurrido y que se han sobre impuesto unos sobre otros en la zona. Esto hace más acorde el registro litoestratigráfico con las escalas de procesos de acumulación conocidas y descarta la necesidad de plantear la existencia de volcanes de gran magnitud que dieran origen a depósitos con las características descritas anteriormente.

Por tal razón, se propone que de acuerdo con el estado actual del conocimiento no es conveniente entender que estudios composicionales, por si solos, de las columnas estratigráficas ofrezcan precisión referente a las fuentes magmáticas de cada deposito. Igualmente se indica que aún no existen elementos suficientes para plantear hipótesis relacionadas con las historias de evolución magmática de cada una de las fuentes volcánicas del Altiplano Nariñense. Actualmente no se ha realizado un estudio tefroestratigráfico detallado de cada uno de los depósitos existentes para precisar cada una de sus fuentes e igualmente se debe tener en cuenta la existencia de depósitos que pueden ser dístales de su centro de emisión, aumentando la posibilidad de que estos sean retrabajados, lo cual hace mas difícil su correlación detallada con sus fuentes. Hasta el momento solo se puede discutir sobre procesos generales, a escalas regionales y no sobre la proveniencia específica de un depósito puntual. Por ello se estima conveniente desarrollar estudios geoquímicos, isotópicos, radiométricos, petrográficos, paleomagnéticos y tefroestratigráficos detallados tendientes a esclarecer dudas respecto a las historias de cristalización de los magmas, asimilación, contaminación cortical, ambientes tectónicos de emplazamiento de los magmas, composición de elementos traza, tierras raras, volúmenes y edades absolutas de los depósitos, para que a partir de la conjunción de todos estos elementos, se propongan hipótesis concluyentes que resuelvan las dudas remanentes referentes a la procedencia de algunos de estos depósitos, la cual es la que en últimas, indicará la historia detallada de los depósitos volcánicos primarios y retrabajados existentes en el Altiplano Nariñense.

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10 CARACTERIZACIÓN HIDROGEOLÓGICA PRELIMINAR DE LAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS

El agua subterránea es un importante recurso natural que cobra especial interés en el Altiplano Nariñense debido a la escasez del agua en superficie o su no aptitud para el consumo en zonas con demanda significativa. Por tal motivo es necesario estudiar el potencial hidrogeológico de las rocas y depósitos para plantear la existencia de acuíferos, acuitardos, acuicierres y acuifugas.

A continuación se desarrolla un breve marco teórico respecto a la manera como serán tratados algunos términos en este estudio.

10.1 DEFINICIONES

10.1.1 Acuíferos

Los acuíferos son aquellas formaciones geológicas capaces de almacenar y transmitir el agua subterránea a través de ella en cantidades significativas, de modo que pueda extraerse mediante obras de captación como pozos, sondeos, galerías, etc. (López et al., 2003). El movimiento del agua contenida en las formaciones se hace por medio de sus poros o fracturas bajo condiciones hidráulicas simples (Acosta & Cepeda, 2002).

10.1.2 Acuitardos

Los acuitardos se dan cuando las formaciones geológicas transmiten el agua muy lentamente y es muy difícil extraerla en cantidades importantes mediante captaciones (López et al., 2003).

En ocasiones los acuitardos pueden proporcionarle agua a un acuífero que esté en contacto con él, donde la recarga vertical puede ser importante. Las arcillas limosas y arenosas son ejemplos de materiales que pueden formar acuitardos (Cajicá & Sandoval, 2003).

10.1.3 Acuicierres

Los acuicierres son formaciones geológicas impermeables que contiene agua pero que no la transmiten, por lo que es imposible explotarla. Un ejemplo pueden ser

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las arcillolitas que a pesar de contener hasta un 50% de agua por volumen, no la liberan por gravedad ni la dejan pasar (Cajicá & Sandoval, 2003).

10.1.4 Acuifugas

Las acuifugas son formaciones geológicas que no almacenan ni permiten el flujo de agua.

10.2 CLASIFICACIÓN DE LOS ACUIFEROS

Los acuíferos se pueden clasificar de dos maneras. Una en función de la presión hidrostática del agua contenida en ellos y la otra es en función del tipo de materiales que constituyen el acuífero (López et al., 2003).

En función de la presión hidrostática del agua contenida en el acuífero, estos se clasifican en:

Acuíferos libres, no confinados o freáticos.

Acuíferos confinados, cautivos o a presión

Acuíferos semiconfinados o semicautivos

En función del tipo de materiales que constituyen el acuífero, estos se clasifican en:

Depósitos no consolidados de materiales sueltos

Rocas sedimentarias consolidadas

Rocas ígneas o metamórficas

10.2.1 Acuíferos Libres

Los acuíferos libres, no confinados o freáticos son aquellos en que el límite superior de la masa de agua forma una superficie real que está en contacto con el aire de la zona no saturada y por lo tanto a presión atmosférica (López et al., 2003). Están situados sobre una capa impermeable en la que el agua tiene una superficie libre como límite superior denominada “Superficie Freática” (Acosta & Cepeda, 2002 y Cajicá & Sandoval, 2003).

10.2.2 Acuíferos Confinados

Los acuíferos confinados cautivos o a presión son aquellos que en su límite superior o techo, el agua está a una presión superior a la atmosférica. Se comportan así los materiales permeables que están cubiertos por una capa

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confinante mucho menos permeable, por ejemplo una capa arenosa bajo otra arcillosa (López et al., 2003).

Cuando se perfora un pozo sobre un acuífero confinado el agua se eleva por encima del techo del acuífero hasta alcanzar el nivel piezométrico. La superficie imaginaria que representa la carga piezométrica imaginaria en diferentes puntos del acuífero es conocida como “Superficie Piezométrica”. Algunas veces esta superficie se encuentra sobre el nivel topográfico por lo que un pozo perforado bajo esta superficie hará que el agua fluya como un manantial (Acosta & Cepeda, 2002 y Cajicá & Sandoval, 2003).

10.2.3 Acuíferos semiconfinados

Los acuíferos semiconfinados o semicautivos se pueden considerar como un caso particular de los acuíferos cautivos. En estos acuíferos el límite inferior, el techo o ambos no son totalmente impermeables sino que permiten la circulación vertical del agua. Este paso vertical de agua puede hacerse desde o hacia la capa semipermeable e incluso variar con el tiempo, según sean los valores relativos de los niveles piezométricos (López et al., 2003).

10.3 CARACTERIZACIÓN HIDROGEOLÓGICA PRELIMINAR DE LAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS CON POSIBILIDADES DE EXTRACCIÓN DE AGUA SUBTERRÁNEA EN EL ALTIPLANO NARIÑENSE.

Esta caracterización se realizó teniendo en cuenta parámetros como génesis, edad, litología, textura, porosidad, grado de fracturamiento y meteorización, permeabilidad, grado de compactación, geometría de cada unidad litoestratigráfica y el contenido de arcillas (Anexo 6).

Con base en lo anterior en el Anexo 6 se proponen zonas sin, bajo, medio y alto potencial de extracción de agua subterránea, debido a que clasificar las unidades en términos de acuíferos, acuitardos, acuicierres o acuifugas requiere la realización de estudios posteriores complementarios y a una escala más detallada.

10.3.1 Zonas sin potencial hidrogeológico

Esta zona corresponde a aquellas unidades litoestratigráficas que no poseen porosidad primaria o aquellas con porosidad secundaria, la cual está dada por fracturamientos locales y regionales, diaclasamiento columnar o laminar por enfriamiento. Estos son factores importantes que en un momento dado pueden facilitar el flujo de agua.

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Las unidades de lavas e ignimbritas presentan porosidad secundaria, pero debido a su mecanismo de emplazamiento el cual se hace en caliente, ocasiona soldamiento de la roca y no permite que haya transmisión de agua a nivel interno. Otra de las características de estas unidades sin potencial hidrogeológico es que la mayoría de ellas se encuentran en altos topográficos, lo cual impide la acumulación del agua y en el caso de que alguna retenga agua, no va a ser significativa la cantidad puesto que el espesor de saturación es muy bajo.

A continuación se darán algunas de las razones por las cuales algunos de los depósitos aflorantes en la zona de estudio se consideran sin potencial hidrogeológico:

Los depósitos de Flujos de Escombros del Río Boquerón (Q1dfeb), de la Quebrada La Rastra (Q1dfer), los de La Chorrera y los depósitos de Flujo de Escombros Hiperconcentrados del Río Chiquito, no tienen potencial hidrogeológico, debido al hecho ser depósitos con extensión areal muy limitada, ser generados por procesos de flujos de escombros o procesos torrenciales?, son de aspecto caótico y tamaño de grano heterogéneo. Los cuales se constituyen en barreras hidrogeológicas significativas que impiden la circulación de agua.

Los depósitos de caída piroclástica de Alpán, se considera que no tienen potencial hidrogeológico, debido a que su extensión areal y espesor es limitado. En el caso de que esta unidad permitiera el paso del agua no habría el suficiente material que almacene el líquido y además está suprayaciendo la unidad de Lavas de Quitasol y Olaya que hace parte de las unidades descritas anteriormente sin potencial hidrogeológico.

En el caso de los Depósitos de flujos y oleadas piroclásticas del Volcán Azufral, Unidades La Calera, La Cortadera y El Espino (Q2spa2), Unidades La Cortadera y El Espino (Q2spa3) y la Unidad El Cenizo (Q2spa4) no presentan potencial hidrogeológico. Además en la zona de estudio no se observaron sobre estas unidades la presencia de aljibes, a pesar de ser depósitos piroclásticos, los cuales por su origen presentan buena porosidad primaria. Otro factor importante puede estar relacionado con la geometría de los depósitos o con las relaciones de las rocas infrayacentes que corresponden a lavas.

La unidad de Depósitos Volcánicos de Rumichaca (Q1dr) presenta buena porosidad primaria y permeabilidad pero no retienen agua. En el caso de la capa de caída piroclástica superior muestra un espesor de 2 m máximo y se ubica generalmente en altos topográficos. Lo cual no permite la acumulación del agua aunque esta se infiltre o porque no hay agua suficiente para que la capa se sature y por eso la libera. Además este depósito se encuentra infrayacido por los depósitos piroclásticos

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denominados “Cangagua”, los cuales presentan alto grado de meteorización y procesos pedogenéticos sobreimpuestos con formación de arcillas que dificultan el paso y almacenamiento del agua (actúan como sellos hidrogeológicos) de ahí que este depósito no presente potencial hidrogeológico. En la interface entre la capa de caída piroclástica superior y la “cangagua” se escurre el agua. La capa inferior de estos depósitos muestra buena selección, espesor considerable (hasta 10 m), buena permeabilidad, pero por estar ubicada generalmente en altos topográficos no permite la acumulación del agua aunque esta se infiltre, pero no la retiene, de ahí que esta unidad se considere sin potencial hidrogeológico.

Los Depósitos de Detritos y de Pendiente (Q2dp) y los Depósitos Inconsolidados de Pilcuán (Q2dip) no presentan potencial hidrogeológico dado por la poca extensión areal de estos depósitos. Además están formados por procesos de remoción en masa y por procesos de retrabajamiento fluvial que generan depósitos caóticos y mal seleccionados, los cuales actúan como barreras hidrogeológicas y no permiten el almacenamiento del agua.

10.3.2 Zona con bajo potencial hidrogeológico

A esta zona pertenecen los depósitos piroclásticos del Volcán Azufral, Unidad Túquerres (Q2spa1), los cuales están asociados con la actividad explosiva reciente del Volcán Azufral.

Esta unidad se encuentra inconsolidada, presenta porosidad primaria en proporciones variables, no está meteorizada y su grado de compactación es bajo. Tiene una extensión areal significativa, posee reporte de aljibes profundos, está ubicada en bajos topográficos es decir, representa una cuenca, es posible que tenga agua en su interior, pero la geometría puede estar limitada por depósitos de lavas antiguas y el espesor no está completamente establecido de esta unidad, el cual puede ser bastante reducido respecto a la escala de trabajo.

10.3.3 Zona con medio potencial hidrogeológico

La zona con medio potencial está conformada por la unidad Depósitos de los Volcanes Cumbal y Chiles (Q1dcch) la cual está constituida por depósitos volcánicos primarios y volcánicos retrabajados, asociados a la actividad antigua y reciente de los volcanes Cumbal y Chiles, representados por flujos de escombros, flujos piroclásticos y depósitos de caída piroclástica con procesos intensos de edafización.

De acuerdo con su génesis estos depósitos presentan buena porosidad primaria, en su mayoría se encuentran inconsolidados, no están meteorizados, son permeables, su grado de compactación es bajo y presenta una geometría

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lenticular a gran escala. Teniendo en cuenta el informe del grupo de Sísmica de este proyecto de investigación (Tomo IV), el espesor de esta unidad puede ser del orden de cientos de metros. No obstante, por su mecanismo de formación y emplazamiento los flujos de escombros pueden constituirse en barreras hidrogeológicas puntuales y lenticulares que pueden obstaculizar la circulación de agua al interior de la unidad.

10.3.4 Zona con alto potencial hidrogeológico

Pertenecen a esta zona las unidades litoestratigráficas Depósitos Volcánicos de Las Lajas (Q1dl), Depósitos Aluviales Recientes (Q2dar) y Depósitos Lacustres (Q2dl).

Los Depósitos Volcánicos de las Lajas (Q1dl) están constituidos por depósitos piroclásticos, formados por la intercalación de depósitos volcánicos primarios (flujos piroclásticos, depósitos de oleadas piroclásticas y depósitos de caída piroclástica), estratos de diatomeas y depósitos puntualmente retrabajados por acción fluvial.

Debido a su génesis presenta la mejor porosidad primaria de la zona de estudio. No obstante, esta puede fluctuar puntualmente en la columna estratigráfica. Está en su mayoría inconsolidada, no está meteorizada, el grado de compactación es bajo y presenta una geometría tabular a gran escala. De acuerdo con la columna estratigráfica de Las Lajas levantada por Velandia et al. (2006) y el informe del grupo de Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación (Tomo III) su espesor puede ser del orden de 70 m. En términos generales, no presenta barreras hidrogeológicas en su interior y presenta fracturamiento posterior a la acumulación de la unidad y los paleosuelos existentes, tienen porosidad secundaria en alta proporción dada por fracturamiento y bioturbación mecánica (Tomo III, Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación) lo que en vez de obstaculizar, antes facilita la circulación del agua.

Los Depósitos Aluviales Recientes (Q2dar) y Depósitos Lacustres (Q2dl) presentan un alto potencial hidrogeológico dado por la buena selección del material que la compone, la presencia de porosidad primaria, la facilidad que posee para retener y almacenar agua. Lo anterior está muy relacionado con la génesis de la unidad.

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11 CONCLUSIONES

En el Altiplano Nariñense se diferenciaron cuatro grandes unidades geomorfológicas, las cuales presentan diferentes orígenes como son: unidades geomorfológicas de origen volcánico, denudacionales, fluviales y lacustres. La diferenciación de estas unidades se hizo teniendo en cuenta elementos genéticos, morfológicos, geométricos y patrones morfométricos.

La Unidad Geomorfológica de origen Volcánico está compuesta por cinco subunidades las cuales se caracterizan por presentar relieve plano o de montículos muy bajos - puntualmente involucra procesos glaciares, mientras que en las otras unidades geomorfológicas, no hay procesos glaciares sobreimpuestos y las colinas son más redondeadas y suavizadas.

La unidad Geomorfológica Denudacional está compuesta por acción combinada de procesos moderados a intensos de meteorización, erosión y transporte, originado por movimientos asociados con procesos gravitacionales que han modificado y dejado sus remanentes en la topografía y que además crean nuevas geoformas por acumulación de sedimentos.

La unidad Geomorfológica de origen Fluvial y Lacustre, están originadas por el efecto erosivo y acumulativo de las corrientes de los ríos y la sedimentación de materiales en las depresiones topográficas asociadas a los cauces de los ríos Guáitara, Sapuyes y a la Laguna Cumbal.

A partir de la cartografía geológica de superficie a escala 1:25.000 desarrollada en el Altiplano Nariñense, se identificaron 31 unidades litoestratigráficas con edades que van entre el Terciario y el Cuaternario hasta el Reciente, asociadas a diferentes centros de emisión como cráteres y calderas que se consideran extintos o que se encuentran total o parcialmente destruidos.

La unidad litoestratigráfica más antigua aflorante en la zona de estudio son las Lavas Andesíticas del Río Guáitara (N2lagt) a la cual pertenecen los flujos de lavas aflorantes en la Caldera de Girardot, las Lavas Andesíticas de Chirristes, las Lavas Andesíticas del cañón del Río Guáitara, Cerro Gordo y las Lavas Andesíticas de la Quebrada La Humeadora. A esta

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unidad se le asignó una edad por correlación estratigráfica de 4.6 m.a. K/Ar Acuater (1987 en Velásquez y Parra, 2002) perteneciente al Panecillo de Tufiño (Ecuador).

El origen de las Lavas de Macas es aún incierto. Velásquez y Parra (2002) proponen que estos flujos de lava están relacionados con el comienzo del vulcanismo en la zona de estudio, el cual se dio individualmente en el tiempo y se extinguió la mayoría de las veces. No obstante los estudios realizados por INGEOMINAS como magnetometría, Gravimetría y Sondeos Eléctricos Verticales mostraron que las lavas de Macas son superficiales, puntuales y no tienen una distribución amplia a nivel del subsuelo. Por ello se recomienda hacer estudios específicos sobre el origen de esta unidad.

Otra de las unidades litoestratigráficas aflorantes en la zona de estudio la constituyen las Lavas Andesíticas de la Loma Combujes (N2lac) que representan las lavas del remante de la “Caldera de Imués”, delimitada en el mapa geológico de la Plancha 429 - Pasto (Murcia y Cepeda, 1991) y por la Ignimbrita de Imués (N2Qii) que constituye el relleno del Remanente Caldérico de Imués.

En el sector de Las Lajas aflora una serie de depósitos de origen piroclástico denominados Depósitos Volcánicos de Las Lajas (Q1dl), su registro estratigráfico comienza con la aparición del primer paleosuelo en el sector de Las Lajas. Se encuentra compuesto por la intercalación de depósitos de flujos piroclásticos, oleadas piroclásticas y caída piroclástica (procesos netamente volcánicos), canales aluviales y flujos de escombros (asociados a procesos fluviales) y depósitos de Diatomeas (Pinnularia Gibba).

Otra de las unidades importantes son los Depósitos Volcánicos de Rumichaca (Q1dr), constituidos por una serie de depósitos de caída piroclástica de espesores métricos, color blanco y composición ácida. Estas capas se encuentran contenidas en un conjunto de depósitos de flujo piroclástico con procesos pedogenéticos sobreimpuestos. Estos depósitos han sido denominados en el Ecuador como “Cangagua”.

Los Depósitos de los Volcanes Cumbal y Chiles, constituyen una de las unidades litoestratigráficas con mayor distribución areal dentro de la zona de estudio, compuesta por una serie de depósitos volcánicos primarios y volcánicos retrabajados asociados a la actividad antigua y reciente de los volcanes Cumbal y Chiles. Esta unidad se caracteriza por presentar un registro amplio en el tiempo el cual de acuerdo con la interpretación de la línea sísmica (Tomo IV, este proyecto de investigación) se observó la intercalación de los depósitos más antiguos representados en Flujos de Escombros con los Depósitos Volcánicos de Las Lajas, lo cual evidencia

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que es mayor el registro estratigráfico de esta unidad que la anteriormente mencionada.

El estilo estructural de la región es complejo, en el predominan fallas de alto ángulo de dirección N-NE con una deformación notoria sobre la Cordillera Occidental producida por imbricación de cuñas o escamas de fragmentos corticales involucrados en un prisma durante un proceso continuo de acreción y subducción de un plateau oceánico (González et al., 2002).

Rodríguez (2005) planteó que en la zona de estudio se observaron dos direcciones preferenciales de fallamiento; una longitudinal con una tendencia NNE – SSW y otra transversal con sentido WNW – ESE, la cual tiene un componente de cizalla WSW - ENE. La dirección con mejor expresión morfológica es la NNE – SSW.

De oeste a este se tienen los siguientes rasgos estructurales: Falla Río Blanco, Falla Cali – Patía, Falla de Guachucal, Falla Calpután, Falla Imbula, Falla Gualmatán, Falla del Río Boquerón, Fallas Iles, Falla del Río Guáitara, entre otras.

Una de las Fallas más estudiadas por INGEOMINAS es la Falla de Guachucal, la cual presenta una bifurcación con movimientos dextrales al noreste del municipio de Chiles, estas bifurcaciones son semi – paralelas y originan bloques levantados depresiones y zonas de brechamiento. Además se encuentran limitados por fallas transversales con dirección NW – SE y fallas menores resultado de movimientos transcurrentes. Otra evidencia de la dirección de movimiento de esta falla, es la presencia de lomos de presión, ubicados al oeste de la población de Ospina.

En el caso de la Falla del Río Guáitara, se consideró como la prolongación de la Falla Silvia – Pijao, que pasa por el volcán Galeras, continuando por el río Guáitara y extendiéndose hacia la frontera con el Ecuador con dirección N10ºE (Murcia & Cepeda 1991; Ujueta (2001)). Esta falla en el Ecuador se conoce como falla de Peltetec. En este estudio se considera como una falla normal, dextral, activa, que tiene drenajes controlados estructuralmente.

Acorde con lo expuesto a lo largo de este informe y con la bibliografía consultada, se muestra que procesos como acumulación, erosión, retrabajamiento, pedogénesis, procesos eólicos, biológicos, volcánicos, meteóricos, entre otros, no solo han coexistido en el Altiplano Nariñense sino que también lo han hecho en el Ecuador, hacia el Norte hasta Pasto y posiblemente más allá de este municipio y hacia lo que actualmente es el departamento de Putumayo redimensionando la escala de los procesos eventuales y cíclicos que han ocurrido y que se han sobre impuesto unos

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sobre otros en la zona. Esto hace más acorde el registro litoestratigráfico con las escalas de procesos de acumulación conocidas y descarta la necesidad de plantear la existencia de volcanes de gran magnitud que dieran origen a depósitos con las características descritas anteriormente.

A partir del estudio estratigráfico realizado a cada una de las unidades aflorantes en la zona de estudio se determinaron Zonas sin Potencial Hidrogeológico, Zonas con Bajo Potencial Hidrogeológico, Zonas con Medio Potencial Hidrogeológico y Zona con Alto Potencial Hidrogeológico.

La Zona con Medio Potencial Hidrogeológico está representada por la unidad litoestratigráfica Depósitos de los Volcanes Cumbal y Chiles (Q1dcch) que de acuerdo con su génesis estos depósitos presentan buena porosidad primaria, en su mayoría se encuentran inconsolidados, no están meteorizados, son permeables, su grado de compactación es bajo y presenta una geometría lenticular a gran escala.

La Zona con Alto Potencial Hidrogeológico está representada por Los Depósitos Volcánicos de las Lajas (Q1dl), la cual debido a su génesis presenta la mejor porosidad primaria de la zona de estudio. En términos generales esta unidad no presenta barreras hidrogeológicas en su interior y presenta fracturamiento posterior a la acumulación de la unidad y los paleosuelos existentes, tienen porosidad secundaria en alta proporción dada por fracturamiento y bioturbación mecánica (Tomo III, Granulometría y Arcillas de este proyecto de investigación) lo que en vez de obstaculizar, antes facilita la circulación del agua. A esta zona pertenecen también los Depósitos Aluviales Recientes (Q2dar) y Depósitos Lacustres (Q2dl).

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