4.2 GEOLOGÍA

4.2.1 Introducción

En esta sección se encuentra una descripción general de la geología de la Cuenca del Río Nare, tal como ha sido definida para efectos del POMCA, desde el municipio de Concepción hasta su confluencia con el río Magdalena, ubicada en jurisdicción del municipio de Puerto Nare en el departamento de Antioquia. Este componente se convierte en un elemento base para la descripción física de la cuenca, siendo necesaria para la formulación del Plan de Ordenación y Manejo de la Cuenca del Río Nare.

4.2.2 Metodología

En esta etapa de la investigación hemos compilado y consolidado la información geológica disponible, registrada en las referencias en la parte final del informe. La geología de esta región ha sido objeto de numerosos trabajos desde principios del siglo XX. Los enfoques de los estudios disponibles varían según sea el objeto de cada uno de ellos. En este trabajo se hace énfasis en la litología, tectónica, rasgos estructurales y la geomorfología de la Cuenca del Río Nare como insumo necesario para la evaluación de amenazas naturales y la formulación del plan de ordenación y manejo.

La cartografía geológica publicada por el Servicio Geológico Colombiano (SGC) pertinente a esta área de estudio, corresponde a las Planchas 5-06 y 5-09 en escala 1:500.000 y a las Planchas 131,132, 147,148, y 149 publicadas en escala 1:100.000, con base en el relevamiento geológico básico preparado a escala 1:25.000. En cada plancha del SGC, a escala 1:100.000, se encuentra el registro de los responsables del levantamiento a escala 1:25.000, además de la información consolidada para su respectiva publicación a escala 1:100.000.

Dado el estado de la cartografía geológica existente el producto presentado en este informe se basa en la compilación de la información litológica y estructural disponible en el Servicio Geológico Colombiano, con algunas adiciones en la información estructural resultante de estudios preparados por autores o entidades diferentes al SGC (Álvarez, R., 1971, Page & James., 1981, Rendón et al,. 2011, Rendón et al, 2011 Universidad Nacional,1984, 1998, 2000, Woodward & Clyde Consultants & Integral S.A, 1983), y del registro de información generada en este proyecto.

Las discrepancias de nomenclatura entre las diferentes planchas a escala 1:100.000 han sido resueltas a partir de las descripciones de las formaciones geológicas que se encuentran en los respectivos informes, como también en la cartografía generalizada del Atlas Geológico de Colombia

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a escala 1:500.000 (Gómez et al, 2015). En los mapas se ha utilizado una doble nomenclatura, si lo hay, marcada con una barra inclinada (/): el primer acrónimo es el correspondiente a Gómez et al (2015) y el segundo corresponde a las planchas a escala 1:100.000 de INGEOMINAS.

La componente geomorfológica fue preparada igualmente a partir de información disponible en estudios preparados para Cornare, ISA y el SGC (CORNARE, 1989, 1994a, 1994b, CORNARE & Udem, 2005, 2006, CONARE & UN, 2006a, 2006b, 2006c, 2006d, 2006e,2008 Page & James., 1981, Rendón et al, 2011, Rendón et al, 2011, Universidad Nacional, 1984, Woodward & Clyde Consultants & Integral S.A, 1983,), y la elaboración propia de este proyecto con base en el examen de ortofotos, mapas de sombras, cartografía básica a escala 1:25.000, con curvas de nivel a 25 m y recorridos de campo.

4.2.3 Generalidades

El área objeto de estas notas se encuentra en una amplia zona de forma alargada, la cual comprende un área de aproximadamente 5700 km2, con dirección SW, desde las cabeceras del río Concepción, hasta la confluencia de los ríos Nare y Magdalena, ubicada en jurisdicción del municipio de Puerto Nare en el departamento de Antioquia. La Figura 60 ilustra el aspecto general de la zona de estudio.

Figura 60. Aspecto general de la cuenca del Río Nare.

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Fuente: Elaboración equipo Consorcio POMCAS, a partir de datos entregado por CORNARE.

La Cuenca del Río Nare se encuentra en el núcleo ígneo-metamórfico de la Cordillera Central. Sobre el basamento ígneo-metamórfico se encuentra solo tres formaciones sedimentarias: Formación la Cristalina, las Sedimentitas de Segovia, y la Formación Mesa en el Valle del Magdalena, en el extremo Sureste de la cuenca. Los depósitos aluviales ocupan áreas restringidas a los valles interandinos y al fondo del Valle del Magdalena. La geomorfología regional está controlada por los procesos de formación de la Cordillera Central, directamente asociada a la actividad tectónica a partir de la Orogenia Andina, y por los procesos de erosión en masa; los procesos deposicionales están limitados a la formación de depósitos aluviales en las vegas de ríos y quebradas, y al emplazamiento de los depósitos de vertiente. La Figura 61 muestra un mapa geológico general de la Cuenca del Río Nare.

4.2.4 Litología

Los estudiosos de la geología se encuentran de acuerdo en la afirmación básica que el basamento rocoso está formado por rocas cristalinas fracturadas: granitoides del Batolito Antioqueño que predominan en las tres partes de la cuenca en su sector occidental, y del Batolito de Segovia que afloran en el extremo oriental. Los neises y anfibolitas del Complejo El Retiro, esquistos, cuarcitas, neises y mármoles del Complejo Quebradagrande afloran en su porción sur oriental. En el extremo oriental de la cuenca se encuentran los metasedimentos fosilíferos Ordovícicos de la Formación La Cristalina, y sobre el basamento rocoso se han depositado las sedimentitas de la Formación Mesa y depósitos aluviales recientes.

Las rocas metamórficas de la porción oriental de la cuenca fueron descritas en detalle por los geólogos del Inventario Minero Nacional quienes hicieron una categorización cronológica muy general diferenciando sólo las rocas plutónicas y metamórficas al Este y al Oeste de la Falla de Otú. (Feininger et al, 1975) y que han sido agrupadas luego en una categoría genérica denominada Complejo Cajamarca (Moreno & Cruz, 2008). Dados la extrema generalidad de la nomenclatura y la ausencia de nombres propios para las unidades litológicas en la edición de la cartografía del INGEOMINAS, se ha recurrido a combinar la nomenclatura y simbología convencional en la literatura geológica y la simbología de la compilación a escala 1:500.000 de Gómez et al (2015). En el área de la cuenca la roca sana o ligeramente meteorizada aflora sólo en unos pocos sitios a lo largo de las vías principales, en canteras y en algunos tramos de ríos quebradas. La distribución de unidades litológicas en la cuenca está ilustrada en la Figura 61

En la cuenca es frecuente encontrar un manto superficial de andosoles, descritos usualmente en la literatura como cenizas volcánicas, cuyo espesor medio es del orden de 1 m; la capacidad de

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infiltración de este material es sólo de unos cuantos centímetros por hora, cifra muy diferente a la sugerida en estudios anteriores; sin embargo la porosidad de este material y su elevada permeabilidad secundaria debido al agrietamiento por desecación, que le confiere una estructura columnar, su posición en superficie, su espesor y su capacidad de campo, hacen del horizonte de andosoles un elemento clave en el proceso de infiltración que debe ser investigado con mayor detalle. La Foto 13 ilustra la estructura columnar característica del horizonte de andosoles sobre el suelo residual maduro y el horizonte gley en la interfase entre los andosoles y el suelo residual.

Las unidades litológicas en la cuenca del Río Nare comprenden:

4.2.4.1 Formación La Cristalina (O-Sm/Olc)

Lodolitas, shales, metalimolitas silíceas y metaarenitas feldespáticas con lentes de mármol, del Ordovícico, localizadas en el valle del Magdalena, en el extremo oriental de la cuenca. Botero (1976) reportó la ocurrencia de graptolites en esta formación. Gómez et al (2015) le asigna la nomenclatura O-Sm, y GRP (2008) utiliza la nomenclatura Olc.

Figura 61. Distribución de unidades litológicas en la Cuenca del Río Nare. Fuente: Compilación a partir de las Planchas 131,132, 147,148, y 149 de INGEOMINAS.

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Foto 13. Andosoles sobre suelo residual derivado de granodiorita. Vía hacia San Julián, vereda El Chico, municipio de San Rafael. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

4.2.4.2 Ortogneises Graníticos (T-Pf)

Ortogneises graníticos. Feininger et al (1970) los catalogó genéricamente como Rocas Metamórficas al Oeste de Otú. No tienen una nomenclatura particular en la cartografía de Feininger et al (1970). Los productos de meteorización son limos de baja plasticidad de color pardo amarillento en el horizonte VI y limos arenosos de color rojizo con bandas blancas, en el horizonte V. La nomenclatura cronoestratigráfica utilizada corresponde a Gómez et al (2015).

4.2.4.3 Neises Cuarzo-feldespáticos (T-Mmg3)

Neises cuarzo-feldespáticos, algunos con sillimanita, cordierita y hornblenda, anfibolitas, migmatitas, esquistos y mármoles. Mármoles con intercalaciones de cuarcitas. Feininger et al (1975) los catalogó genéricamente como Rocas Metamórficas al Oeste de Otú; no tienen una nomenclatura particular en la cartografía de Feininger et al (1970). Los productos de meteorización son limos de baja

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plasticidad de color pardo amarillento en el horizonte VI y arenas limosas de color rojizo con motas y bandas blancas, en el horizonte V. La nomenclatura cronoestratigráfica utilizada corresponde a Gómez et al (2015). La falla Palestina forma su contacto oriental con el Batolito de Segovia y con los mármoles de Nare.

4.2.4.4 Mármoles (T-mm)

Mármoles con intercalaciones menores de cuarcitas. Feininger et al (1970) los catalogó genéricamente como Rocas Metamórficas al Oeste de Otú (Foto 14). La clasificación cronoestratigráfica corresponde a Gómez et al (2015); su distribución es muy irregular. En la cuenca se encuentra un cuerpo mayor elongado en dirección Norte – Sur, con contactos fallados, y numerosos cuerpos pequeños, menores de 100 hectáreas, con contactos normales. Son comunes los escarpes rocosos en esta unidad en la que el desarrollo de suelo residual es apenas incipiente.

Foto 14. Mármoles con intercalaciones de cuarcita al oeste de la Falla Otú. Camino hacia cavernas del Nus, vereda La Mesa, municipio de Caracolí. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

Estos cuerpos de mármol forman el carso del río Nus; normalmente los mármoles afloran en superficie sin una cubierta de suelos residuales, y ocasionalmente el mármol está cubierto por depósitos gravitacionales.

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4.2.4.5 Esquistos Grafíticos (T-Mbg3)

Esquistos grafíticos, cuarzo-moscovíticos, cloríticos y anfibólicos; filitas, cuarcitas; mármoles y serpentinitas. Feininger et al (1970) los catalogó genéricamente como Rocas Metamórficas al Oeste de Otú. Es característico de estos esquistos la ausencia de suelo residual, que cuando existe tiene solo unos pocos decímetros de espesor. No tienen una nomenclatura particular en la cartografía INGEOMINAS, planchas 132, 148, a escala 1:100000. La nomenclatura cronoestratigráfica utilizada corresponde a Gómez et al (2015).

4.2.4.6 Dunitas (T-Pu3)

Dunitas, serpentinitas y esquistos talcosos. Feininger et al (1975) los catalogó genéricamente como Rocas Metamórficas al Oeste de Otú. La nomenclatura cronoestratigráfica utilizada corresponde a Gómez et al (2015).

4.2.4.7 Batolito de Segovia (J-Pi/Jds)

González y Londoño (1999) llaman Diorita de Segovia, a un cuerpo plutónico localizado al oriente del departamento de Antioquia y que se extiende hacia el norte en el departamento de Bolívar, identificado por Feininger et al (1970) quienes lo agruparon con otros granitoides con el término genérico rocas ígneas al oeste de la Falla de Otú (ver Foto 15). La forma de este cuerpo es elongada en el sentido norte-sur, paralelo a las estructuras regionales de la Cordillera Central; sus relaciones con las rocas encajantes pueden ser tanto tectónicas como intrusivas, mostrando en este caso unas aureolas de contacto bien definida con la presencia de cornubianas. La composición predominante es diorítica a cuarzodioritica con variaciones locales a cuarzomonzonita, granodioritas y a gabros. Gómez et al (2015) le asignan la nomenclatura J-Pi.

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Foto 15. Rocas del Batolito de Segovia y diques instruyendo mármoles plegados. Margen izquierda del río Nare, vereda la Mesa, municipio de Caracolí. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

4.2.4.8 Anfibolitas de La Ceja (T-Mmg3/PRam)

Esta unidad, en el extremo occidental de la Cuenca del Río Nare, está formada por rocas masivas, densas, duras, de color gris verdoso, que ocasionalmente presentan textura bandeada por segregación de minerales. Los suelos residuales del horizonte VI son limos de baja compresibilidad, de color pardo amarillento; los suelos residuales en el horizonte V son limos arenosos de color pardo rojizo. Gómez et al (2015) le asignan la nomenclatura T-Mmg3. La Foto 16 ilustra la característica del horizonte VI y la roca masiva de color gris verdoso.

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Foto 16. Suelo residual y afloramiento de roca Anfibolita. Vía San Francisco-Concepción, vereda las Frías, municipio de Concepción. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

4.2.4.9 Sedimentitas de Segovia (K1Sct/Kiss)

Lutitas carbonosas, negras, intercaladas, con limolitas, arenitas, conglomerados intraformacionales compuestos por fragmentos de cuarzo, lutitas negras, lodolitas y rocas volcánicas básicas que al meteorizarse toman un color grisáceo, estratificadas con limolitas, areniscas, conglomerados intraformacionales con fragmentos de lutitas negras, cantos de conglomerado cuarzoso, lodolitas y rocas volcánicas básicas, de color gris verdoso.

Forma un cuerpo alargado de forma triangular Localizado en el extremo oriental de la cuenca, en contacto fallado con el Batolito de Segovia al oriente, Falla El Bagre y, al occidente, Falla El Nus. Gómez et al (2015) les asignaron la nomenclatura K1Sct; GRP (2008) les asignó la nomenclatura Kiss.

4.2.4.10 Batolito Antioqueño (K2-Pi/Kcda)

Cuerpo granitoide de más de 7000 km2 de extensión, emplazado en la zona central de Antioquia cuya composición es característica de una cuarzodiorita. Los estudiosos de la petrología están de acuerdo en asignar una extraordinaria homogeneidad a este batolito que presenta facies diferentes a la cuarzodiorita solo en algunas áreas reducidas. Aproximadamente el setenta por ciento del área

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de la Cuenca del Río Nare objeto de este plan de ordenamiento se encuentra sobre esta unidad litológica.

El Batolito Antioqueño, aflora en un área de 7.221 km2, en la Cordillera Central. Es una unidad monótona; 97% cuarzodiorita o granodiorita, compuesta de cuarzo (23.9%), feldespato de potasio (6.7%), plagioclasa (48%), hornblenda (9.3%), biotita (9.3%), clorita secundaria (1.6%) y minerales accesorios (0.8%). Se han reconocido facies félsicas y gabroicas. Numerosas edades radiométricas indican edad cretácea superior. Son comunes diques andesíticos con espesores de 1 a 2 cm. De este a oeste el batolito es progresivamente más pobre en feldespato de potasio, su índice de coloración más alto y aumenta la deformación post-intrusiva. La roca del batolito es maciza en su mayoría; es común la presencia de inclusiones máficas (gabros). Su contacto con rocas metamórficas encajantes es discordante y neto, salvo con las anfibolitas en donde ha habido mezcla; su techo parece ser una superficie casi plana interrumpida en algunos lugares por fallas de intrusión. De este a oeste la elevación del techo aumenta de 20 a 30 m por km. Algunas fallas post-intrusivas y zonas de cizalladura regional lo cortan en algunos lugares. Los contactos desiguales, las inclusiones desplazadas y rotadas, las apófisis irregulares, y la homogeneidad composicional, textura y la presencia de una aureola envolvente, indican que su acomodamiento ocurrió como un magma fluido, caliente y uniforme. Este batolito ha sido interpretado como una gran intrusión en forma de manto subhorizontal y de espesor relativamente pequeño con relación al área expuesta (Feininger & Botero, 1982). Gómez et al (2015) le asignaron la nomenclatura crono estratigráfica de K2-Pi.

Los suelos residuales de este batolito pueden tener más de 100 m de profundidad e incluyen los horizontes IV a VI (Feininger et al 1970, Universidad Nacional, 2000). La Foto 17 ilustra la característica del horizonte IV (Gruss) y afloramiento del Batolito Antioqueño.

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Foto 17. A) Horizonte IV (Gruss) de Cuarzodiorita. Vía Concepción-Alejandría, vereda Santa Gertrudis, municipio de Concepción. B) Afloramiento de roca Cuarzodiorita. Vía Alejandría-Santo Domingo, vereda la Fatima, municipio de Concepción. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

4.2.4.11 Formación Mesa (N2-VCc/Tsm)

La Formación Mesa, de edad Plioceno temprano (Dueñas & Castro, 1981), constituida principalmente por lodolitas, arenitas tobáceas y líticas, y conglomerados volcánicos con abundantes fragmentos de andesitas y dacitas (Foto 18); sus características faciales permiten interpretarla como una unidad depositada en ambiente fluvial coetáneo con una amplia actividad volcánica, del sistema volcánico Ruiz - Tolima en el centro de Colombia. Ocupa una extensión considerable del Valle Medio del Magdalena, en contacto discordante con la Formación La Cristalina y el Batolito de Segovia en el extremo oriental de la cuenca. Está constituida por bancos horizontales, muy gruesos, de arenitas arcosicas a conglomeráticas, friables, con delgadas capas de lodolitas, estratos de conglomerados clastosoportados con abundantes fragmentos de andesitas y dacitas, tobas intercaladas con aglomerados y brechas.

No se aprecia la formación de suelos residuales; toda la formación ha sido sometida a un proceso de erosión secular que ha dado lugar a un conjunto de colinas redondeadas con un relieve local de 50 m. Gómez et al (2015) las incluyen en la unidad N2-VCc.

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Foto 18. Formación mesa. Centro poblado La Sierra, municipio de Puerto Nare. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

4.2.4.12 Depósitos Aluviales (Qal)

Los depósitos de planicie aluvial (Foto 19) tienen una extensión mayor que las terrazas. En ellos predominan las arenas limosas correspondientes a las vegas de inundación. Se encuentran a lo largo de las corrientes principales de la cuenca. Debe considerarse en esta categoría los sedimentos de las colas de los embalses que periódicamente quedan descubiertos en las épocas de estiaje cuando disminuyen los niveles de los embalses.

Foto 19. Depósitos aluviales correspondientes a vegas de inundación en el río Concepción. Vereda Santa Gertrudis, vía Concepción - Alejandría. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

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4.2.4.13 Depósitos de Ladera (Qv)

Estos depósitos están formados generalmente por una matriz de limo de color pardo amarillento a pardo rojizo, que rodea cantos y bloques de roca. Algunos de los depósitos no están cubiertos por el manto de andosoles común en la zona, ni se ha desarrollado un horizonte edáfico; la ausencia de estos elementos es indicadora de su emplazamiento reciente.

La expresión geomorfológica de los depósitos de ladera es característica: superficies extensas uniformes, planas o ligeramente convexas, con pendientes en el intervalo 10-25%. Es común que estas unidades sean ocupadas por asentamientos urbanos.

Estudios anteriores llevados a cabo en el Valle de Aburra indican que los depósitos de ladera originados en suelos residuales de diferentes litologías son muy similares entre sí (Hermelín & Hoyos, 1984), razón por la cual, en una primera aproximación, serán tratados como una sola unidad.

4.2.4.14 Depósitos antrópicos (Qda)

Corresponden a los llenos controlados de la presa del embalse San Lorenzo o Jaguas. Están compuestos de limos seleccionados y compactados con base en diseños especiales para cada caso.

4.2.5 Unidades Geológicas Superficiales / Litología –facies

La metodología apropiada para la investigación geotécnica debe integrar hoy el análisis probabilístico, en lugar de la tradicional metodología de análisis determinístico, que utilice conjuntos de datos suficientemente amplios para poder definir distribuciones de probabilidad. En el análisis probabilístico se tiene en cuenta las características del sitio y las características y propiedades de los geomateriales, definidas en términos de funciones de probabilidad, evaluadas con base en el conjunto de las muestras recuperadas en la investigación de detalle del sitio y de un conjunto más amplio de muestras correspondientes a la misma formación superficial. En esta metodología se considera las propiedades del suelo como elementos que pueden presentar variaciones, pero que pueden ser expresadas matemáticamente como una función de probabilidad, bien definida, mediante un valor central y un valor de dispersión típico, cuando se circunscribe a los valores correspondientes a una formación superficial.

En el proceso de análisis, los cálculos de capacidad portante o de factor de seguridad al deslizamiento, son hechos a su vez como funciones de probabilidad del resultado del análisis, con base en las cuales puede determinarse un índice de confianza y se puede calcular la probabilidad de falla, de la cimentación o del talud, para un factor de seguridad dado. De hecho, la homogeneidad

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litológica y geomorfológica en grandes extensiones del terreno que da lugar a unas cuantas formaciones superficiales, resulta en la relativa homogeneidad de valores de las características y propiedades geomecánicas e hidráulicas de los materiales manifestada en la baja dispersión de los valores de dichas características y propiedades, como puede apreciarse en el resumen de la Tabla . En ella se encuentran los valores de tendencia central de las características y propiedades de los materiales del regolito en las diferentes formaciones superficiales. En ella Los valores medios se encuentran en la celda superior, y las desviaciones estándar en la celda inferior. En esta tabla debe destacarse que las propiedades de los suelos residuales son muy similares entre sí y con los de los depósitos de vertiente, y difieren de las propiedades de los suelos de depósitos aluviales y de terrazas.

Las formaciones superficiales identificadas en esta área comprenden:

 Suelos residuales derivados de rocas intrusivas. Srri.  Suelos residuales derivados de neises. Srrmg.  Suelos residuales derivados de esquistos. Srrme.  Suelos residuales derivados de rocas metamórficas masivas. Srrmm.  Suelos residuales derivados de rocas ultrabásicas. Srru.  Suelos residuales derivados de rocas sedimentarias. Srrs.  Depósitos aluviales de arena y grava. Dsg.  Depósitos gravitacionales de limos, de cantos y bloques. Dlb.  Depósitos antrópicos

En el mapa de Figura 62 se encuentra representada la distribución espacial de las Unidades Geológicas Superficiales.

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Figura 62. Mapa de Unidades Geológicas Superficiales. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

La relativa homogeneidad de las formaciones superficiales en grandes extensiones del terreno que da lugar a unas cuantas formaciones superficiales o unidades geológicas superficiales, resulta en la relativa homogeneidad de valores de las características y propiedades geomecánicas e hidráulicas de los materiales manifestada en la baja dispersión de los valores de dichas características y propiedades, como puede apreciarse en el resumen de la Tabla 56

En la Tabla 56 se encuentran los valores de tendencia central de las características y propiedades de los suelos de las diferentes formaciones superficiales. En ella Los valores medios se encuentran en la celda superior, y las desviaciones estándar en la celda inferior.

Tabla 56. Características y Propiedades de los Suelos de las Formaciones Superficiales en el Valle de San Nicolás.

Formación Srrmg Srrme Srrmm Srri Srru Srrs Dsg Dlb Propiedad Unidad 11,9 12,1 10,9 10,7 11 12,4 11,8 Peso unitario seco kN/m3 σ 1,6 0,9 1,1 1,0 2,0 1,42 2,4

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17,2 17,3 16,6 16,5 16,7 17,3 Peso unitario saturado kN/m3 σ 5,2 4,4 4,9 4,9 5,8 4,3

39 31 32 17 15,5 0 39 Cohesión kPa σ 23 7 25 5 12 21

25 20 21 27 24 27 18 Angulo de fricción ◦ σ 9 5 8 3 7 9 6*10-7 4*10-6 6*10-7 5*10-6 4*10-7 Permeabilidad cm/s σ 10-1 10-1 10-1 10-1 1*10-7

4,2 3,7 3,8 3,9 2,9 4 (e) Infiltración cm/h σ 3,1 2,7 2,1 1,8 2 3 (e)

Fuente: CHSSA, 2010, Estudios y diseños para el acueducto del Valle de San Nicolás.

En esta tabla se encuentran los valores de tendencia central de las características y propiedades de los suelos de las diferentes formaciones superficiales. En ella los valores medios se encuentran en la celda superior, y las desviaciones estándar en la celda inferior. Puede observarse que las propiedades de los suelos residuales son muy similares entre sí y con los de los depósitos de vertiente, y difieren de las propiedades de los suelos de depósitos aluviales.

Las unidades geológicas superficiales que ocupan la mayor parte de la cuenca son suelos residuales derivados de rocas ígneas y metamórficas; además la antigüedad de algunos depósitos aluviales y gravitacionales han dado lugar a la formación de suelos residuales a partir de dichos depósitos. Los suelos residuales derivados de rocas ígneas y metamórficas tienen en común la presencia de los horizontes VI y V, el suelo residual maduro y el saprolito. En las rocas ígneas puede identificarse claramente el horizonte IV, gruss, que rara vez ha sido observado en las rocas metamórficas. La Figura 63 ilustra el perfil característico de los suelos residuales en esta cuenca.

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Figura 63. Estratigrafía generalizada de los suelos residuales en la Cuenca del Río Nare. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

4.2.5.1 Suelo residual derivado de rocas intrusivas. Srri.

El perfil típico de meteorización del Batolito Antioqueño, ilustrado en la Figura 64, comprende, por debajo del horizonte edáfico, un horizonte de suelo residual maduro de carácter predominantemente limoso, correspondiente al horizonte VI, en el que no se observa textura alguna, cuyo espesor medio es del orden de 1 m aunque puede alcanzar tres a cuatro metros de profundidad. Debajo del suelo residual maduro se encuentra un horizonte de saprolito, correspondiente al horizonte V, de color rojizo moteado de blanco y negro, en el que predominan las arenas limosas, se conservan las estructuras de la roca diaclasas, y se puede reconocer la textura de la roca original; el espesor de este horizonte puede alcanzar varias decenas de metros. En este nivel puede encontrarse cantos y bloques de roca en un estado avanzado de meteorización. Es frecuente que estos dos horizontes estén ausentes; en ese caso se desarrollan surcos y cárcavas en las superficies expuestas.

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Figura 64. Perfil típico de meteorización del Batolito Antioqueño. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

El horizonte inferior de meteorización, correspondiente a los horizontes IV (ver Foto 21), es llamado gruss, de carácter arenoso, formado por agregados de minerales, algunos de ellos en un estado incipiente de meteorización; el color claro, de tonos pastel, característico de este horizonte es un indicador de que los procesos de oxidación están menos avanzados que en el nivel de saprolito. Su espesor puede alcanzar decenas de metros. En este nivel puede encontrarse cantos y bloques de roca fresca o en un estado incipiente de meteorización. La Foto ilustra el aspecto de los horizontes V y VI del perfil de meteorización del Batolito Antioqueño.

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Foto 20. Perfil de meteorización en suelo residual derivado del Batolito Antioqueño. Vereda El Porvenir, municipio de San Roque. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

Foto 21. Horizonte IV derivado del Batolito Antioqueño. Vía Alejandría – Santo Domingo, vereda El Rosario, municipio de Santo Domingo. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

Los suelos residuales de cuarzodiorita del Batolito Antioqueño y del Batolito de Segovia, son de tipo ferralítico ricos en caolinita, desarrollan un perfil de meteorización típico en el que se distinguen tres

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niveles u horizontes: un suelo residual maduro, del tipo ferruginoso, compuesto de limos de color ocre a pardo amarillento, de baja compresibilidad, que puede tener varios metros de espesor, aunque usualmente apenas alcanza una profundidad de 1,5 m; una zona saprolítica, del tipo fersialítico, abigarrada, compuesto de limos arenosos y arenas limosas oxidadas, muy susceptible a la erosión superficial, en cuyo interior pueden encontrarse bloques de roca en diferentes grados de meteorización; su espesor, variable, puede alcanzar varias decenas de metros; el nivel inferior conocido como gruss es de color gris y crema en tonos pastel, compuesto de arenas gruesas, limosas, con bloques de roca ligeramente meteorizada, puede tener hasta varias decenas de metros de espesor. En los últimos dos niveles se conservan la textura y las estructuras de la roca original, en particular diaclasas y fallas en cuyas paredes generalmente presentan una pátina de óxidos de manganeso. Las estructuras heredadas pueden modificar sustancialmente la permeabilidad de la masa del suelo residual que localmente puede ser uno o dos órdenes de magnitud mayor que la permeabilidad del material en sí. La transición a la roca sana es gradual y ocurre en unos pocos metros de espesor. La resistividad media de esta unidad es de 620 Ωm con una desviación estándar de 270 Ωm.

4.2.5.2 Suelos residuales derivados de rocas metamórficas.

El perfil de meteorización de las rocas metamórficas, en la Cuenca del Río Nare, con excepción de los mármoles, está caracterizado por la presencia de los horizontes VI y V; rara vez se encuentra el horizonte IV. El horizonte V, suelo residuaL maduro carácter predominantemente limoso, correspondiente al horizonte VI, en el que no se observa textura alguna, con espesor medio del orden de 1 m aunque puede alcanzar tres a cuatro metros de profundidad. Debajo del suelo residual maduro se encuentra un horizonte de saprolito, correspondiente al horizonte V, de color rojizo con bandas de colores crema y blanco, en el que predominan los limos arenosos, que conserva las estructuras de la roca, y se puede reconocer la textura de la roca original; el espesor de este horizonte puede alcanzar varias decenas de metros. En este nivel puede encontrarse cantos y bloques de roca en un estado avanzado de meteorización. En la Figura 65 se encuentra la generalización estratigráfica del perfil de meteorización típico de los suelos generados a partir de las rocas metamórficas en la Cuenca del Río Nare.

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Figura 65. Perfil típico de meteorización de rocas foliadas y néisicas. Fuente: Hoyos, F., 2000, Diccionario de Geotecnia, Hombre Nuevo Editores, Medellín.

4.2.5.3 Suelos residuales derivados de neises. Srrmg.

Son suelos de color pardo amarillento a pardo rojizo, de tipo ferralítico ricos en caolinita, cubiertos en ocasiones por una capa de andosoles Figura 66. Perfil típico de meteorización de rocas néisicas.. Los primeros metros a partir del piso del horizonte edáfico, se encuentra el suelo residual maduro, de tipo ferruginoso, usualmente de color pardo amarillento en el que no se puede reconocer una textura particular, compuesto de limos de alta compresibilidad y baja permeabilidad. Por debajo del suelo residual maduro se encuentra el horizonte de saprolito, de tipo fersialítico, caracterizado por conservar la textura y las estructuras de la roca original, particularmente diaclasas cuyas paredes usualmente están cubiertas de una pátina negra de pirolusita (Figura 66 y Figura 67). Aunque Las propiedades mecánicas e hidráulicas de este horizonte son similares a las del suelo residual maduro, se diferencian por un incremento en la fracción arenosa y en el ángulo de fricción, y el predominio de los limos de baja compresibilidad. La resistividad media de esta unidad es de 700 Ωm con una desviación estándar de 525 Ωm.

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Figura 66. Perfil típico de meteorización de rocas néisicas. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

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Figura 67. Perfil típico de meteorización de rocas foliadas (anfibolitas). Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

4.2.5.4 Suelos residuales derivados de esquistos. Srrme.

Son suelos de color pardo amarillento a pardo rojizo, de tipo ferralítico, cubiertos por una capa continua de andosoles. En los primeros decímetros, se encuentra el suelo residual maduro, compuesto por limos arenosos, de tipo ferruginoso, usualmente de color pardo amarillento sin una textura particular, compuesto de limos de alta compresibilidad y baja permeabilidad. Por debajo del suelo residual maduro se encuentra el horizonte de saprolito compuesto de arenas limosas, de tipo fersialítico, de color pardo amarillento a pardo rojizo con textura esquistosa y presencia de estructuras heredadas. Aunque Las propiedades mecánicas e hidráulicas de este horizonte son similares a las del suelo residual maduro, se diferencian de él por un incremento en la fracción arena y en el ángulo de fricción, y el predominio de los limos de baja compresibilidad.

299

4.2.5.5 Suelos residuales derivados de rocas metamórficas masivas. Srrmm.

Suelo limoso de color pardo amarillento a pardo rojizo, de alta compresibilidad y de permeabilidad baja, de tipo ferruginoso. Es difícil distinguir diferentes horizontes en el perfil de meteorización en esta unidad.

4.2.5.6 Suelos residuales derivados de rocas sedimentarias. Srrs.

Limos arenosos con fragmentos de lutita y arenisca.

4.2.5.7 Suelos residuales derivados de rocas ultrabásicas. Srru.

La meteorización de las dunitas da lugar a un suelo limoso de alta compresibilidad y de permeabilidad baja, cuya característica más destacada es su bajo peso unitario, de tipo ferruginoso. Es difícil distinguir diferentes horizontes en el perfil de meteorización en esta unidad.

4.2.5.8 Depósitos de ladera. Dlb

Los depósitos de ladera ocupan una extensión considerable en el área del proyecto y presentan características y propiedades geomecánicas similares a las de los suelos residuales. Su espesor puede alcanzar decenas de metros. Están constituidos por una matriz de limo de color pardo amarillento a pardo rojizo, que rodea cantos y bloques de roca. En los depósitos de Paulandia y los Salados el diámetro máximo alcanza los 0.3m, y el diámetro modal es 0.1 m, en tanto que en el depósito de Encenillos son comunes los bloques mayores que 0,5 m. Los depósitos de Paulandia y los Salados son depósitos maduros a juzgar por el estado de meteorización de los cantos de roca y la cubierta de andosol. Por el contrario el depósito de Encenillos la ausencia del horizonte de andosol y el estado fresco de los cantos y bloques de roca indican que este es un depósito reciente.

En la Figura 68 está ilustrado el perfil típico de los suelos en depósitos de ladera.

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Figura 68. Estratigrafía generalizada de los depósitos de vertiente en el área de la Cuenca del Río Nare. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

4.2.5.9 Depósitos aluviales. Dsg

Son acumulaciones de arena y grava de los lechos de las corrientes y de sus vegas de inundación. En la zona de estudio tienen importancia las vegas de inundación de los ríos Pantanillo y Negro, y de la quebrada Pereira. Dos de las plantas de tratamiento están localizadas en este tipo de suelo. La resistividad media de esta unidad es de 300 Ωm con una desviación estándar de 145 Ωm.

4.2.5.10 Depósitos antrópicos

En esta categoría debe incluirse todo tipo de acumulaciones de materiales en los que interviene de manera directa la acción humana, incluidos los llenos no controlados, generalmente vertederos de escombros o de basuras y las estructuras construidas con base en diseños de ingeniería. En este último caso, están compuestos de materiales seleccionados y compactados con base en diseños especiales. Esta unidad tiene cierta importancia en la zona de estudio por los llenos controlados del aeropuerto José María Córdoba y la presa del embalse La Fe, compuestos de arenas limosas y limos de baja compresibilidad.

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4.2.6 Profundidad del basamento

El espesor medio del regolito, evaluado con centenares de sondeos eléctricos verticales, llega a 70 m con una desviación estándar de 40 m y valores extremos de 0 y 280 m. En los bordes del área definida por la cota 2200 son comunes los depósitos de ladera y ocasionalmente depósitos coluviales que cubren las terrazas y las colinas bajas o se interdigitan con ellas (Universidad Nacional, 2000).

En la Tabla 57 se encuentra un resumen de la información sobre espesor del regolito y posición del nivel freático obtenida en 374 perforaciones para los proyectos hidroeléctricos en el Oriente Antioqueño, discriminados en cuatro categorías:

1: perforación localizada en el tercio superior de la pendiente. 2: perforación localizada en el tercio medio de la pendiente. 3: perforación localizada en la vaguada. 4: perforación localizada en el tercio medio de la pendiente.

Tabla 57. Profundidad de la meteorización y del nivel freático en vertientes del Batolito Antioqueño. Localidad P Espesor del regolito Profundidad de nivel freático Máxima Mínima Media D.E. Máxima Mínima Media D.E. Calderas 1 ------2 72.4 28.7 4.5 12.7 60.5 14.7 31.9 12.4 3 69.7 18.1 33 14.9 23.5 10.0 15.2 4.5 4 30.8 0.0 23.6 16.2 5.º 0.0 2.4 2.6 65.4 0.0 41.3 18.6 60.5 0.0 19.8 15.3 Jaguas 1 75.5 37.0 65.4 -- 34.0 27.0 14.1 -- 2 76.2 25.5 45.7 -- 34.1 1.7 14.8 -- 3 86.9 5.0 35.1 -- 9.0 0.0 9.0 -- 4 51.0 18.7 34.7 -- 38,5 0.0 4.6 -- 86.9 5.0 41.0 17.0 38.5 0.0 11.3 9.9 Playas 1 61.3 27.5 48.5 10.2 57.5 10.0 30.2 13.8 2 54.7 10.0 35.2 3.3 36.4 1.0 20.4 11.9 3 62.8 6.8 29.4 11.7 25.5 1.0 13.3 7.3 4 40.5 69.8 5.8 34.0 14.7 56.2 0.0 16.9 12.9 Punchiná 1 55.4 13.9 40.6 8.2 45.0 13.1 28.3 7.1 2 63.2 14.1 32.0 13.3 32.0 2.6 21.4 7.8 3 45.9 1.0 20.5 9.8 20.0 0.3 8.3 5.4 4 13.5 0.0 17.5 4.3 3.5 0.4 1.2 1.1 53.2 0.0 26.7 13.4 45.0 0.3 17.0 11.4 Puerto Velho 1 -- -- 45.0 ------2 -- -- 43.0 ------3 -- -- 31.0 ------4 -- -- 10.0 ------31.0 14 ------Santa Rita 1 -- -- 46.0 13.5 ------2 -- -- 36.0 8.0 ------3 -- -- 26.0 8.0 ------4 -- -- 17.0 7.5 ------40.0 13.0 ------Fuente: Feininger (1971)

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En la Tabla 58 se encuentra un resumen regional de la profundidad de la meteorización en el Oriente Antioqueño, discriminada de la misma manera. En la Figura 69 se observa la distribución la espacial de la profundidad del basamento en la Cuenca del Río Nare.

Tabla 58. Distribución regional del espesor del regolito en el Oriente Antioqueño. Posición Media Desviación Numero de 1 60 12 55 2 40 15 72 3 27 14 103 4 26 12 23 Fuente: Bermúdez H. & Márquez, J. 1990.

Figura 69. Distribución espacial de la profundidad del basamento en la Cuenca del Río Nare. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño.

La información contenida en estas dos tablas ha sido utilizada para estimar el espesor del regoliito y la profundidad del nivel freático. La extrapolación ha sido hecha en la totalidad de la cuenca bajo el supuesto que las rocas cristalinas ígneo-metamórficas presentan una respuesta similar ante los agentes de intemperismo que son esencialmente iguales en toda la cuenca. Además se ha tenido en cuenta que en los escarpes y el fondo de los cañones el espesor de regolito es nulo. Así mismo, el espesor del regolito observado en los afloramientos de la Formación Mesa es cercano a cero y corresponde a un incipiente desarrollo de suelo orgánico.

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4.2.7 Profundidad del nivel freático

El nivel freático observado en aljibes y manantiales debidamente referenciados fue observado en 122 puntos, en el estudio preparado por la Universidad Nacional (2000). A partir de esa información, del análisis estadístico y, de la morfología se ha preparado el mapa de la Figura 70. Debe anotarse que la posición del nivel freático puede presentar cambios en el tiempo y, en consecuencia, esta información debe ser utilizada con cuidado. Como una indicación general puede anotarse que han sido observadas variaciones en el nivel freático entre 4 y 10 metros en registros de 20 años de duración en ambientes hidrogeólogicos diferentes en la terraza de Bucaramanga, en el Valle de la Vega (Yopal), y en las laderas del Valle de Aburrá.

Figura 70. Profundidad del nivel freático para la Cuenca del Río Nare objeto de estudio. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

304

4.2.8 Tectónica

La posición actual de la Cuenca del Río Nare resultó de la elevación de la Cordillera Central durante la Orogenia Andina, movimiento que tuvo lugar a lo largo de unas cuantas fallas maestras a lo largo de los ríos Magdalena y Cauca.

La Cordillera de los Andes, con una historia de doscientos millones de años, es el resultado de la subducción de la bajo la Placa de Nazca bajo la Placa Sudamericana; la organización estructural de los Andes responde a los esfuerzos generados por la interacción de las placas Nazca y Pacífico. A pesar del marco tectónico común en toda la cadena a lo largo del continente, su evolución presenta notables diferencias de Sur a Norte, y la evolución en territorio Colombiano tiene características propias.

La historia de la formación de los Andes Colombianos puede categorizarse en dos etapas, una primera etapa de tipo extensional desde Jurásico-Cretáceo Inferior y una segunda etapa compresional a partir del Cretáceo Superior al Reciente

La Protocordillera Central existía ya en el Triásico – Jurásico, época en la que fueron emplazados los Batolitos de Segovia y de Sonsón. La elevación de esta protocordillera tuvo lugar en los períodos Triásico y Jurásico a medida que se desintegraba Pángea. Durante el cretácico ocurre una nueva transgresión marina en la que el mar existente al oriente de la Cordillera Central avanza hacia el Sur hasta el Putumayo. Las fallas de la margen oriental de la Cordillera Central (Palestina, Otú, Nus) resultaron de la actividad tectónica de esta época.

La actividad tectónica durante el Paleoceno y Mioceno dio lugar a la Orogenia pre-andina, plegando las estructuras, levantándolas por encima del nivel general de erosión y haciendo desplazar las rocas más rígidas de la Cordillera Central. Los procesos erosivos de largo alcance generaron extensas penillanuras cuyos relictos, levantados durante la Orogenia Andina, constituyen los altiplanos actuales con sus diferentes niveles de superficies de erosión. Las fallas con orientación Noroeste y Noreste están asociadas al campo de esfuerzos compresivos de la interacción de las placas Nazca y Suramérica

El Cuaternario está caracterizado por la elevación de la Cordillera Andina hasta su altura actual. Hace aproximadamente un millón de años ocurrió el Pulso Orogénico Andino Tardío con un nuevo levantamiento y la reanudación de fuerte erosión.

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4.2.8.1 Diaclasamiento

La orientación de las diaclasas presenta una extraordinaria regularidad en el conjunto de los afloramientos inspeccionados. En cada afloramiento pueden identificarse entre cuatro y seis conjuntos principales de diaclasas de los cuales tres son dominantes (Foto 22).

Foto 22. Diaclasamiento en rocas del Batolito de Segovia. Quebrada Sonar, margen derecha del río Nare, vereda Peña Flor municipio de Puerto Nare. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

El espaciamiento medio entre diaclasas es bastante regular, del orden de 0.3 m; la variación de este valor es menor de un afloramiento a otro que en el interior de cada afloramiento. Los menores valores de distancia entre diaclasas se encuentran en la proximidad a las zonas de falla. La abertura de las diaclasas también presenta grandes variaciones desde diaclasas cerradas o con abertura de 0.05 mm hasta aberturas de varios milímetros. El valor medio de la abertura de las diaclasas es relativamente elevado, y diferente en un orden de magnitud con la respectiva moda, debido a la influencia que en este valor tienen aberturas superficiales grandes.

El diagrama polar de la Figura 71 muestra la distribución espacial de las diaclasas en el Batolito Antioqueño. En este diagrama debe destacarse el predominio de los conjuntos de diaclasas subverticales con orientación hacia el Este, el Oeste, el Noreste y el Suroeste, a más de un quinto conjunto de diaclasas horizontales.

En la zona entre Marinilla y Guatapé los conjuntos dominantes de diaclasas son así mismo subhorizontales y subverticales orientadas al Este y al Oeste, a más de un conjunto orientado al

306

Noreste con inclinación de 50º, y un cuarto conjunto orientado 80º/15º. El diagrama polar de la Figura 72 ilustra la distribución espacial de este conjunto de diaclasas.

En la zona entre San Rafael y El Charcón las direcciones dominantes en los conjuntos de diaclasas son subhorizontales, 10/30, subverticales con dirección al Este,-90/50-80 70/90, y en el intervalo 80- 90/50-80. En la Figura 74 esta ilustrada esta distribución de orientaciones de diaclasas.

En la zona de Balseadero las direcciones dominantes de los conjuntos de diaclasas son subhorizontales, 7/90, subverticales con dirección al Noreste y Suroeste y en las direcciones 70/135 y 80/20. En la Figura 74 está ilustrada la distribución de orientaciones de diaclasas en este sector.

Figura 71. Diagrama polar de distribución espacial de las diaclasas en el Batolito Antioqueño. Fuente: preparado por J. C. Gómez a partir de los datos de Álvarez, R., 1971, Fracturamiento en el Batolito Antioqueño, Tesis de grado, Facultad de Minas, Medellín.

Figura 72. Diagrama polar de distribución espacial de las diaclasas en el Batolito Antioqueño entre Marinilla y Guatapé.

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Fuente: preparado por J. C. Gómez a partir de los datos de Álvarez, R., 1971, Fracturamiento en el Batolito Antioqueño, Tesis de grado, Facultad de Minas, Medellín.

Figura 73. Ilustra la distribución de orientaciones de diaclasas en el sector San Rafael-El Charcón. Fuente: preparado por J. C. Gómez y a partir de los datos de Álvarez, R., 1971, Fracturamiento en el Batolito Antioqueño, Tesis de grado, Facultad de Minas, Medellín.

Figura 74. Distribución de orientaciones de diaclasas en el sector Balseadero. Fuente: preparado por J. C. Gómez a partir de los datos de Álvarez, R., 1971, Fracturamiento en el Batolito Antioqueño, Tesis de grado, Facultad de Minas, Medellín.

Los diagramas presentados en este numeral indican que existe una extraordinaria uniformidad en el fracturamiento del Batolito que responde al hecho que las fracturas son la respuesta de un cuerpo

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homogéneo a un mismo campo de fuerzas tectónicas que ha definido la orientación de fallas y fracturas en la roca en el Oriente Antioqueño.

4.2.8.2 Fallas

En la literatura geológica se han reportado numerosas fallas en la cuenca, muchas de ellas como contactos entre las rocas metamórficas. Los alineamientos identificables en la cartografía y en las imágenes de sensores remotos permiten postular la existencia de un mayor número de ellos, la mayor parte con dirección Noreste y Este – Oeste. En la Figura 75 se encuentra la distribución de fallas y alineamientos en la Cuenca del Río Nare.

Figura 75. Distribución de fallas y alineamientos en la Cuenca del Río Nare. Fuente: Compilación a partir de las Planchas 131,132, 147,148, y 149 de INGEOMINAS.

El patrón de alineamiento de la cuenca presenta una tendencia marcada en dirección Norte – Sur y Noroeste. Las fallas y alineamientos más destacados en la cuenca son:

Palestina: falla maestra en los Andes Colombianos. Es esta una falla de rumbo con dirección general Norte-Sur y desplazamiento derecho en el margen oriental de la Cordillera central, corta rocas ígneas

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y metamórficas en una longitud cercana a los 350 km de longitud, con 28 km de desplazamiento. Collins et al (1981) y Woodward & Clyde (1983) la catalogan como falla activa.

Nus Sur: falla de rumbo dextrolateral con dirección Norte-Sur y cerca de 26 km de longitud que pone en contacto las Sedimentitas de Segovia con el Batolito de Segovia.

Otú Sur: falla de con dirección NNE y cerca de 15 km de longitud, que pone en contacto las rocas metamórficas con el Batolito de Segovia.

Se reconoce por geomorfología, la presencia de quiebres de pendientes asociadas a silletas, y un fuerte lineamiento estructural concordante con el curso de un cuerpo de agua. Este lineamiento describe la traza de la Falla Otú, y en este sector, de la Vereda La Mesa, del municipio de Caracolí, separa tajantemente dos unidades geológicas; las rocas ígneas plutónicas que serían de composición diorítica asociadas al Batolito de Segovia, y a los cuerpos de Mármoles que se agrupan en el Complejo Cajamarca. Evidencia de dicho cambio tajante asociado a la falla, es el cambio geológico, se pasa de tener aflorando mármoles y bloques de roca de igual composición en sus vertientes, a suelos rojizos derivados de la meteorización de las rocas ígneas del Batolito de Segovia (Foto 23 y Foto 24). Además, la vegetación, cambia de zonas boscosas a potreros.

Foto 23. Cambio geológico por medio de un contacto Fallado. Note los bloques de mármol en la parte proximal de la foto, y el cambio en la coloración de los suelos fruto de la meteorización de una roca ígnea asociada al Batolito de Segovia. Vereda La Mesa, municipio de Caracolí Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

Bagre Sur: Pone en contacto las Sedimentitas de Segovia con la formación La Cristalina y el Batolito de Segovia en una longitud de 10 km.

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Jordán: extensión norte de la falla Cocorná, con dirección general Norte-Sur y cerca de 20 km de longitud, entre el río Samaná Norte y el río Nare. Probablemente activa (Woodward & Clyde, 1981).

Nare: falla normal en dirección Noroeste con cerca de 40 km de longitud, corta rocas del Batolito Antioqueño en toda su longitud, controla gran parte del cauce del río Nare y afecta la Superficie de Erosión Río Negro.

Foto 24. Rocas del Batolito de Segovia con estructura de brecha de falla en Quebrada Sonar al desembocar al río Nare. Margen derecha del río Nare, vereda Peña Flor municipio de Puerto Nare. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

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4.3 HIDROGEOLOGÍA

4.3.1 Introducción

La hidrogeología de la Cuenca del Río Nare no ha sido estudiada hasta ahora, excepto en su extremo oriental que fue parte de una evaluación por Arizmendy et al (2002). Diferentes aspectos de la hidrogeología de la Zona Central de Antioquia que pueden tener relevancia para esta cuenca han sido tratados previamente por Hidalgo & Hoyos (1998) Hoyos (1984, 1985, 1996a, 1996b, 1998, 2000,2013, 2015), Herrera, J.,Hoyos, F. & Vélez, J, (2007) Hoyos & Arias (2004) Hoyos & Arnason (1995,1998), Hoyos et al (1998), Universidad Nacional (1997, 2000), Vélez et al (1998). En estas investigaciones fueron utilizados, a más de los criterios y técnicas convencionales, información de isótopos estables de Hidrógeno y Oxígeno. La geología, la hidrología fueron examinadas a escala regional y local como insumos necesarios y complementados con información isotópica e hidrogeoquímica para refinar los elementos de juicio y los argumentos en que se fundamenta el modelo hidrogeológico.

La Zona Central y suroriental de Antioquia está conformada por un conjunto de áreas de relieve bajo, correspondientes a superficies de erosión, cortadas por profundos cañones y separadas entre sí por contrahuellas topográficas que en ocasiones corresponden a escarpes en el sentido estricto del término. De interés en esta investigación son las superficies de erosión II, III y IV. Estas zonas de relieve bajo están conformadas por un núcleo ígneo- metamórfico, cuyos productos de meteorización forman gruesos mantos de limos y arenas limosas sobre los que se encuentra una cubierta ubicua de andosoles derivados de las cenizas volcánicas del Macizo Ruiz Tolima.

A escala regional las aguas subterráneas proceden de la precipitación en los Valles de San Nicolás La Unión y en las superficies de erosión, incluyendo un importante aporte de la infiltración desde los embalses del sistema hidroeléctrico del Oriente Antioqueño. La infiltración en las vertientes es mínima al punto que su aporte puede considerarse insignificante en el balance hidrogeológico. El agua subterránea fluye desde las zonas de recarga hacia el Valle del Magdalena y es descargada por todo el sistema de drenaje, que incluye desde los manantiales hasta los Ríos Medellín, Negro- Nare, Samaná Norte, Samaná Sur, y Cocorná. A escala local el agua subterránea procede de la precipitación en el Nivel Caracolí-Jordán de la Superficie de Erosión III de la Cordillera Central.

4.3.2 Unidades hidrogeológicas

En la evaluación hidrogeológica de la cuenca debe anotarse de entrada que su potencial acuífero es limitado toda vez que los depósitos aluviales y de terrazas son muy someros, y los horizontes con

312

potencial acuífero en la Formación Mesa están limitados a los horizontes de conglomerados cuyo espesor es así mismo limitado.

Estrictamente debe considerarse que ninguna de las unidades geológicas de la cuenca constituye un acuífero como masa de roca o de suelo suficientemente permeable para permitir el flujo del agua y su extracción económica por medio de pozos o su descarga en manantiales y ríos (Bates & Jackson,1980), dado que las rocas del basamento tienen una conductividad hidráulica muy baja, salvo en las zonas de falla; los suelos residuales y los depósitos de vertiente son impermeables al flujo gravitacional y de baja permeabilidad al flujo forzado por formas de energía diferentes a la gravitatoria. Las unidades geológicas en la cuenca, salvo los depósitos aluviales, las terrazas y los horizontes de conglomerados que afloran en superficie constituyen acuitardos.

Puede considerarse que en la totalidad de la extensión de la Cuenca del Río Nare existen acuítardos en los suelos residuales cuya recarga tiene lugar parcialmente por infiltración de la precipitación local a lo largo de discontinuidades y parcialmente por infiltración a escala regional. Estos acuíferos constituyen las celdas de circulación local de Toth (1963) y su descarga tiene lugar en gran medida a lo largo de los humedales en las vaguadas y de las corrientes permanentes de agua. En este punto es preciso anotar que la circulación del agua en estas formaciones con baja permeabilidad tiene lugar a lo largo de las discontinuidades litológicas o estructurales, o a lo largo de canales producto de bioturbación.

En los suelos residuales es posible encontrar acuíferos y fuentes saladas. La resistividad real igual o inferior a 10 Ohm-m en estos suelos puede ser interpretada como indicador de la presencia de acuíferos salado

Las unidades hidrogeológicas de la Cuenca del Río Nare pueden clasificarse en cuatro grandes categorías:

 Acuíferos libres en aluviones y terrazas

 Acuíferos libres en conglomerados de la Formación Mesa.

 Acuíferos confinados en conglomerados de la Formación Mesa.

 Acuitardos en la Formación Mesa.

 Acuitardos libres en suelos residuales

 Acuitardos en basamento rocoso

 Acuitardos salobres en basamento rocoso

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4.3.2.1 Acuíferos libres en aluviones y terrazas

Depósitos someros de aluviones con capacidad limitada de producción de agua en el largo plazo.

4.3.2.2 Acuíferos libres en la Formación Mesa.

Los acuíferos libres en la Formación Mesa están limitados a los horizontes de conglomerados de la Formación Mesa que afloran en superficie, toda vez que los demás horizontes de la Formación están compuestos por arenitas y limolitas cuya permeabilidad es inferior a 10-7 m/s. Sin embargo el espesor de estos horizontes puede alcanzar menos de 10 m, de acuerdo con los resultados de los sondeos geofísicos reportados por Arizmendy et al (2002). La delimitación de las zonas de acuíferos libres en los municipios de Puerto Berrío y Puerto Nare, hecha por estos autores queda ilustrada en la Figura 76.

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Figura 76. Delimitacion de zonas de acuíferos libres entre Puero Berrío y Puerto Nare. Fuente: Figura 16 de Arizmendy, R., Salazar, J., Vélez, M. V., Caballero, H., 2002, Evaluación del potencial acuífero de los municipios de Puerto Berrío y Puerto Nare.

En la Figura 77 tomada de Arizmendy et al (2002) se encuentra el mapa de isopiezas entre Puerto Berrío y Puerto Nare.

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Figura 77. Isopiezas entre Puerto Berrío y Puerot Nare. Fuente: Figura 13 de Arizmendy, R., Salazar, J., Vélez, M. V., Caballero, H., 2002, Evaluación del potencial acuífero de los municipios de Puerto Berrío y Puerto Nare.

4.3.2.3 Acuíferos confinados en la Formación Mesa

Horizontes de conglomerados de la Formación Mesa cubiertos por horizontes de arenitas y limolitas. El espesor de estos horizontes apenas alcanza un par de decenas de metros, según la evaluación con métodos geofísicos reportada por Arizmendy et al (2002), ilustrada en la Figura 78. Su potencial acuífero, en consecuencia, es muy limitado. En la Figura 79 se encuentra la localización de los acuiferos confinados entre Puero Berrío y Puerto Nare según Arizmendy et al. (2002).

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Figura 78. Posición del horizonte de conglomerados entre horizontes de lodolitas y arenitas, en un corte geologico al sur del área urbana de Puerto Nare. Fuente: Figura 9 de Arizmendy; R., Salazar, J., Vélez, M. V., Caballero, H., 2002, Evaluación del potencial acuífero de los municipios de Puerto Berrío y Puerto Nare. Corte geologico L-L` en las veredas Pena Flor y Mulas.

Figura 79. Localización de acuiferos confinados entre Puerto Berrío y Puerto Nare. Fuente: Figura 9 de Arizmendy; R., Salazar, J., Vélez, M. V., Caballero, H., 2002, Evaluación del potencial acuífero de los municipios de Puerto Berrío y Puerto Nare. Ubicación de zonas acuíferas confinadas.

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4.3.2.4 Acuitardos en la Formación Mesa

La baja permeabilidad de las arenitas y lodolitas de la Formación Mesa hace que ellas constituyan el sello de los acuíferos confinados de la Formación Mesa.

4.3.2.5 Acuitardos libres en regolitos

Puede considerarse que en la totalidad de la Cuenca del Río Nare existen acuitardos libres en los suelos residuales cuya recarga tiene lugar parcialmente por infiltración de la precipitación local y parcialmente por infiltración a escala regional. Estos acuíferos constituyen las celdas de circulación local de Toth (1963) y su descarga tiene lugar en gran medida a lo largo de los humedales en las vaguadas y de las corrientes permanentes de agua. En este punto es preciso anotar que la circulación del agua en estas formaciones con baja permeabilidad tiene lugar a lo largo de las discontinuidades litológicas o estructurales, o a lo largo de canales producto de bioturbación. La bien conocida estructura columnar de los andosoles favorece la infiltración en el primer horizonte del regolito que puede ser, y de hecho es, retardada en los suelos residuales y en los depósitos de vertiente por la menor densidad de discontinuidades en ellos. La Foto 25 ilustra la estructura columnar de los andosoles que facilita la infiltración y el contraste con el suelo residual. En la interface se destaca el horizonte gley como evidencia de condiciones reductoras por la acumulación estacional de agua sobre el horizonte de suelo residual.

Foto 25. Estructura columnar en andosol sobre suelo residual y horizonte gley en la base del Andosol. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016.

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4.3.2.6 Acuitardos libres en el basamento rocos

En el macizo rocoso se encuentran acuitardos cuya ocurrencia depende principalmente de la intensidad y del patrón de fracturación de la roca. La combinación de intensidad de fracturamiento de la roca y la abertura media de las discontinuidades permiten estimar el coeficiente de permeabilidad media de este macizo en 3*10-6 cms-1 en su parte superior y del orden de 10-6 a 10-7 cms-1 en profundidad. En las zonas de falla este valor puede ser mayor. El flujo en estos acuitardos libres en rocas fracturadas corresponde en parte a la que Toth (1963) llama circulación intermedia y en parte a la circulación local.

4.3.2.7 Acuitardos confinados en rocas fracturadas

El agua subterránea en el basamento rocoso puede encontrarse a una presión mayor que la hidrostática cuando el sello del regolito sobre el basamento impide el flujo del agua hacia superficie; la presión en la base del regolito puede variar con el tiempo, de manera que la condición de acuitardo confinado puede ser transitoria. El autor conoce evidencias de este tipo de acuitardo en los Valles de Aburrá y de La Ceja.

4.3.2.8 Acuitardos salobres

Un rasgo frecuente en los registros geoeléctricos en amplias zonas del Altiplano Central de Antioquia, es la ocurrencia de zonas de muy baja resistividad que, en ocasiones, disminuye a valores menores de 10 Ohm-m en el regolito y de 100 Ohm-m en el basamento rocoso. Estos valores mínimos pueden ser interpretados como indicadores de la existencia de acuíferos salobres. Si bien es cierto que los valores inferiores a 10 Ohm en el regolito puede ser interpretado como indicadores de la existencia de arcillas saturadas, la interpretación de estos valores como indicadores de la existencia de acuitardos salobres es más plausible dada la escasez de arcillas en los regolitos tropicales y la existencia de manifestaciones de aguas saladas en superficie y elementos toponímicos que coinciden espacialmente con los registros geoeléctricos que han sido interpretados de esta manera (Universidad Nacional, 2000). La existencia de fuentes saladas en la región, algunas de las cuales fueron objeto de explotación industrial hasta bien entrado el siglo XX, es un elemento de juicio adicional que permite interpretar las señales de baja resistividad como indicadoras de la ocurrencia de acuitardos salobres. Existe además el antecedente cercano en la vertiente occidental del Valle de Aburrá donde se encontró un acuífero salado en el basamento con una concentración de sales de 165 g/l, durante la excavación de uno de los túneles del Proyecto Río Grande. De igual manera, en los estudios hidrogeológicos para el túnel aburra oriente fueron identificados anomalías de baja resistividad en el basamento que pueden ser interpretadas como indicadora de la ocurrencia de

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acuíferos salobres. Así mismo, durante la construcción del túnel de oriente se han encontrado aguas salobres confirmando las anomalías de baja resistividad.

4.3.3 Conductividad hidráulica en el subsuelo

4.3.3.1 Conductividad hidráulica en el regolito

En la preparación del modelo hidrogeológico es de importancia básica contar con los valores de conductividad hidráulica del terreno tanto en superficie como en el subsuelo. La gráfica de la Figura 80 ilustra la relación entre el coeficiente de permeabilidad y el Límite Líquido de suelos cohesivos. El límite liquido de los limos del regolito se encuentra en el intervalo 40-50, lo que implica que su conductividad hidráulica se encuentra en el intervalo 10-6 – 10-8 cm/s.

Figura 80. Relación entre límite líquido y permeabilidad calculada a partir de resultados de ensayos de consolidación. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño

Así mismo las rocas del basamento tienen una conductividad hidráulica muy bajo, salvo en las zonas de falla.

 La distribución vertical de la permeabilidad del regolito y del macizo rocoso comprende de manera general:

 Un suelo residual maduro compuesto de limos de baja permeabilidad, que normalmente tiene varios metros de espesor y una permeabilidad de 10-6 a 10-8 cms-1.

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 Una zona saprolítica de espesor variable que puede alcanzar varias decenas de metros de limos arenosos y arenas limosas oxidadas con permeabilidad del orden de 10-6 a 10-7 cms-1.

 Por debajo del saprolito se encuentra una zona de gruss que puede tener hasta varias decenas de metros de espesor y un coeficiente de permeabilidad del orden de 10-5 cms-1.

Los valores presentados en el párrafo anterior se refieren a la conductividad hidráulica de los diferentes horizontes de los materiales de la masa del regolito. En la masa misma esta conductividad esta modificada por la ocurrencia de discontinuidades litológicas o estructurales a lo largo de las cuales ocurre una parte importante del flujo en los suelos cohesivos. Esta distribución general está modificada localmente por las características propias del terreno donde puede faltar uno o más de los elementos superiores, por la presencia de discontinuidades y canales subterráneos, por efecto de tubificación o, en el caso del Campo de Dolinas de Santa Elena, por las características especiales de circulación del agua en un terreno cruzado de canales subterráneos comunicados con el exterior por sumideros a través de los cuales puede fluir la totalidad de la escorrentía.

4.3.3.2 Conductividad hidráulica en el macizo rocoso

La conductividad hidráulica del macizo rocoso depende de la ocurrencia y de las condiciones de las discontinuidades sean ellas diaclasas o zonas de falla. En los numerales 3.1.2.1 y 3.1.2.2 fue presentada ya la evaluación de la conductividad del macizo rocoso en la zona central de Antioquia, con valores del orden de 3*10-4 ms-1 y 3*10-3 cms-1 en las zonas de falla, y del orden de 5*10-4 cms- 1 a 5*10-5 cms-1 por efecto de las diaclasas. A escala regional el conjunto de diaclasas tiene mayor importancia en la evaluación del flujo del agua subterránea; a escala local la mayor importancia la tienen indudablemente las fallas.

La densidad del fracturamiento y la abertura modal de las discontinuidades controla la permeabilidad secundaria en el macizo rocoso, de acuerdo con la expresión propuesta por Louis (1967), ilustrada en la Figura 81. La abertura de diaclasas medida en superficie debe considerarse como un valor máximo para efecto de los cálculos de permeabilidad secundaria del macizo rocoso. En el cálculo del coeficiente de conductividad hidráulica equivalente hemos utilizado la moda como valor representativo de la abertura de las diaclasas debido al efecto de reducción que tienen éstas cuando interceptan las aberturas mayores.

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Tamaño de abertura (cm)

Figura 81. Nomograma para la evaluación de la permeabilidad en macizos rocosos. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño, 2016.

Las aberturas de las diaclasas en profundidad pueden ser menores a las que se observa en superficie debido a la presión litostática que da lugar a una disminución de la abertura de las diaclasas; por otra parte el agua cargada de iones deposita sales en ellas y forma rellenos que disminuyen sustancialmente la conductividad hidráulica del macizo rocoso. En el caso de las zonas cársicas el ensanchamiento de las diaclasas por disolución puede dar lugar a un incremento de la conductividad hidráulica de dos tres órdenes de magnitud en igualdad de condiciones de distribución de las diaclasas.

A guisa de ilustración puede compararse la conductividad hidráulica resultante de un espaciamiento entre diaclasas igual a 0.3 m con una abertura modal de 0.01 cm, y la conductividad hidráulica resultante si la abertura de las diaclasas se reduce a la mitad. La permeabilidad del macizo rocoso en el primer caso es del orden de 5*10-6 ms-1, y en el segundo de 5*10-7 ms-1. Estos valores han sido validados con la información disponible del caudal infiltrado durante la construcción de túneles en este ambiente geológico. La conductividad hidráulica calculada con base en la expresión de Louis es similar a la conductividad hidráulica media calculada con base en los datos de infiltración al Túnel de la Fe durante su construcción, 5*10-7 ms-1, y a la estimada para el Túnel de Occidente y para el Túnel de la Quiebra después de terminada su construcción. El registro de caudal captado en el Túnel de la Fe se encuentra en la Figura 82.

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Figura 82. Flujo captado en un túnel por diaclasas al cruzar el macizo rocoso fracturado en el Altiplano Central de Antioquia. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño. 2016.

Las zonas de falla pueden constituir conductos hidráulicos entre los acuíferos libres, sea que éstos se encuentren en regolito o en roca fracturada, y los acuíferos confinados en el basamento rocoso. Las condiciones de fracturamiento de las zonas de falla pueden dan lugar a una conductividad hidráulica en ellas superior a 10-4 ms-1. Del cálculo de la conductividad hidráulica con base en datos de varias zonas de falla en el Altiplano Central de Antioquia resultan valores entre 3*10-6 ms-1 y 3*10- 5 ms-1. La Figura 83 ilustra la magnitud que puede tener la conductividad hidráulica en una zona de falla: el Túnel La Fe captó 8 m3s-1 en una distancia de 500 m al atravesar una de ellas.

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Figura 83. Flujo captado en un túnel al atravesar una falla en el Altiplano Central de Antioquia. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño, 2016.

El uso de métodos geofísicos aporta criterios que permiten entender mejor la posibilidad del flujo en medios fracturados. Los valores de resistividad obtenidos en los sondeos eléctricos verticales en los valles de San Nicolás y de la Unión (Universidad Nacional, 2000, Hoyos et al, 2004) y en el Planalto de Santa Elena – Piedras Blancas indican que efectivamente existe un fuerte contraste en la permeabilidad del macizo rocoso en superficie, o inmediatamente por debajo del regolito, y a mayores profundidades. El valor de la resistividad del orden de 1500 a 3000 Ohmm, medido por debajo del regolito fue interpretado como correspondiente a roca fracturada y saturada, en tanto que el valor de la resistividad en la roca sana del basamento es mayor de 10 000 Ohmm.

En el basamento se presentan variaciones importantes que se reflejan en los registros de los sondeos eléctricos verticales y que han sido interpretados como rocas fracturadas con resistividad del orden de 1000 a 3000 Ohmm cuando están saturadas con agua corriente, y del orden de 100, y aun menores, cuando están saturadas con agua salada.

4.3.4 Isótopos estables de Hidrógeno y Oxígeno en el sistema hidrogeológico

La base de la aplicación de las técnicas isotópicas aplicadas a la hidrología es la existencia de isótopos estables de Oxígeno, 16O, 17O y 18O, e Hidrógeno, H y D, y la regularidad de la variación del contenido de dichos isótopos estables en la composición del agua. Su condición de isótopos

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estables la regularidad de su variación en función de las condiciones de evaporación y de condensación permiten seguir su pista en el ciclo hidrológico con certeza.

Los contenidos de Deuterio y Oxigeno 18 del agua lluvia, presentan una elevada correlación lineal conocida como la recta meteórica, o recta de Craig, cuya versión para Colombia se muestra en la Figura 84.

Figura 84. Recta Meteórica para Colombia (preparada con datos del autor y de otras fuentes). Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño, 2016.

Los datos que se apartan significativamente de esta recta no corresponden a aguas lluvias, o corresponden a aguas lluvias que han sido modificadas por evaporación o por contaminación con efluentes domésticos o industriales en los cuerpos o corrientes de agua. Las modificaciones más comunes son debidas a procesos de evaporación en lagos y lagunas, a intercambio isotópico con los medios en los que fluye, o a contaminación con productos químicos y desechos líquidos urbanos. En todos los casos el efecto es más notorio en el contenido de Oxígeno 18 que en el contenido de Deuterio.

Dado que la magnitud del fraccionamiento por evaporación es diferente para los isótopos de Hidrógeno y Oxígeno, la relación constante entre Deuterio y Oxigeno 16 en el agua lluvia no se mantiene, de modo que el agua que ha sufrido un proceso de evaporación se presenta un

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enriquecimiento relativo de Oxigeno. Esta condición se aprecia como un desplazamiento hacia la derecha respecto a la recta meteórica.

La variación en la composición isotópica depende de las condiciones de evaporación y de condensación de las masas de agua en la hidrosfera, lo que implica que ella depende básicamente de una variable, la temperatura media del ambiente en que ocurre la evaporación o la condensación. Ello hace, de una parte que pueda reconocerse si el agua que se encuentra en un determinado sitio es agua lluvia o meteórica, agua juvenil, o agua que ha sufrido un fuerte proceso de evaporación, o ha sido contaminada con productos químicos.

Una segunda regularidad útil en el análisis que nos ocupa es la variación que puede tener el agua lluvia por las condiciones de temperatura en las que se produce la condensación y la correspondiente precipitación. Dado que en las regiones equinocciales la temperatura ambiente es una función de la temperatura, el contenido isotópico del agua lluvia varía en función de la altura de precipitación. La evaluación, identificación y valoración de esta función permite determinar un gradiente orográfico de contenido isotópico en el agua lluvia, información clave para determinar las zonas de recarga. En la Figura 85 y Figura 86 se encuentran estas funciones para Colombia con información desde el nivel del mar hasta el Volcán Nevado del Ruiz; en el gráfico las abscisas están dadas en metros sobre el nivel del mar.

Figura 85. Gradiente orográfico del Deuterio para Colombia. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño, 2016.

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Figura 86. Gradiente orográfico de Oxígeno 18 para Colombia. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño, 2016.

La investigación hidrogeológica del sistema Valle de San Nicolás-Valle de Aburrá ha permitido definir sin lugar a dudas la transferencia de aguas subterráneas entre el planalto de Santa Elena y el Valle de San Nicolás hacia el Valle de Aburrá, y desde el Valle de La Unión hacia el Valle de San Nicolás. En la Figura 87 se muestra la variación del contenido de Deuterio con la altura de precipitación en Colombia combinada con contenido de Deuterio en manantiales en los Valles de Aburrá y San Nicolás.

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Figura 87. Variación del contenido de Deuterio con la altura de precipitación en Colombia combinada con contenido de Deuterio en manantiales en los Valles de Aburrá y San Nicolás. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño

En este gráfico puede apreciarse cómo los contenidos isotópicos del agua de los manantiales se agrupan en dos conjuntos bien definidos: uno por encima de la cota 2100 m y otro por debajo de esta cota. Los manantiales que se encuentran en cotas inferiores a 2100 presentan un contenido medio de Deuterio, δD, alrededor de -80 por mil, en tanto que los manantiales que se encuentran en cotas mayores que 2100 m presentan un contenido medio de Deuterio, δD, alrededor de -83 por mil. Esta diferenciación indica que los primeros tienen su zona de recarga en el Valle de Rionegro donde la precipitación presenta esta señal isotópica, y los segundos tienen su zona de recarga en el Planalto de Santa Elena donde la precipitación presenta un contenido de Deuterio medio de este mismo tenor. La Figura 87 muestra estos dos conjuntos bien definidos con sus límites en la cota 2000 y en el δD=81. (Hoyos, 2013)

La discriminación de los dos conjuntos se hace más clara cuando se depuran los datos con base en las observaciones de campo. Dos de las muestras corresponden a dos amagamientos cuya posición topográfica permiten suponer que las muestras colectadas tenían un aporte de agua de escorrentía. Si se excluyen estos dos datos la distribución del contenido de Deuterio define nítidamente los dos conjuntos ya enunciados. En este punto es interesante anotar los valores obtenidos en las aguas de la Quebrada Santa Elena en las cotas 2540 y 2005: el contenido de Deuterio de ambas muestras es esencialmente igual, lo que implica que el agua aportada en la cuenca por exfiltración desde el macizo entre estas dos cotas tiene el mismo contenido isotópico del agua del Planalto de Santa Elena (Hoyos, 2013)

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Esta misma caracterización isotópica del agua subterránea ha sido registrada en la Cordillera Oriental, entre el altiplano y el piedemonte llanero, en el Macizo de Santander, y entre el Parque Los Nevados y las estribaciones de la vertiente occidental de la Cordillera Central. La generalización de estas observaciones se encuentra en la base de la formulación del modelo hidrogeológico de la Cuenca del Río Nare.

4.3.5 Zonas de recarga

La infiltración del agua en el suelo y la circulación posterior en el subsuelo es un proceso complejo que depende al menos de tres conjuntos de factores:

1. Las características topográficas, estructurales y texturales del terreno. El relieve local bajo de los parajes donde predomina la topografía plana u ondulada facilita la acumulación de materiales relativamente sueltos. La topografía suave y la mayor capacidad de infiltración de la parte superior del regolito permiten una alta tasa de infiltración. En contraste en laderas de alta pendiente predominan los escarpes rocosos o los suelos cohesivos de baja permeabilidad donde la tasa de infiltración es muy baja y está limitada sólo a la parte más superficial del terreno. A escala regional es preciso discriminar el papel de la topografía en el flujo del agua subterránea.

El flujo del agua subterránea está controlado en gran medida por los gradientes locales y regionales y cada una de estas categorías determina la escala del flujo del agua subterránea (Tóth, 1963, Freeze & Cherry, 1979). En las regiones donde son comunes los valles pequeños y medianos puede definirse un sistema de flujo local cuyo nivel de base está dado por las vaguadas de los valles; es el caso de las cuencas de las quebradas en el Altiplano. A su vez las divisiones fisiográficas mayores dan lugar a un flujo a escala regional que circula por debajo de las celdas locales que en este caso corresponde al flujo que se establece entre el Altiplano Central de Antioquia y el Valle de Aburrá. Este sistema complejo de flujos subterráneos locales, y regional, tiene interés en la medida en que permite introducir un criterio de discriminación en el flujo de agua subterránea que permite entender la conexión hidráulica entre el altiplano y el Valle de Aburrá.

Por debajo del primer horizonte permeable el flujo del agua procede en el regolito y en la masa rocosa a lo largo de todo tipo de discontinuidades (macroporos, diaclasas, planos de estratificación, zonas de falla). Tales discontinuidades, particularmente las zonas de fracturamiento asociadas a las fallas funcionan como verdaderos conductos hidráulicos, y el macizo rocoso llega a ser un acuífero en el sentido estricto del término. Donde el fracturamiento y la ocurrencia de amplias aberturas son muy altos, el flujo subterráneo del agua puede ser dominante como ocurre en el Campo de Dolinas de Santa Elena y en las zonas cársicas del Oriente Antioqueño.

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2. Las condiciones ambientales: temperatura, humedad relativa, régimen de vientos y cobertura vegetal. Estas condiciones controlan, en conjunto, el proceso de evapotranspiración cuyo efecto neto consiste en la intercepción evaporación, y transpiración a través de la vegetación, del agua tanto de la atmósfera como del suelo. Este proceso puede afectar hasta varios metros del suelo, particularmente donde existe vegetación freatófita.

3. Precipitación acumulada y duración e intensidad de cada evento de lluvia. En la evaluación de los sistemas hidrogeológicos no son los sistemas aislados los que determinan las variaciones de interés, sino la distribución de la precipitación acumulada durante períodos relativamente extensos y sobre áreas amplias.

Las características y la posición de las unidades geomorfológicas mayores permiten postular que la mayor parte de la recarga de la precipitación en la cuenca del Río Nare ocurre en las superficies de erosión. .

4.3.6 Evaluación de la recarga y transferencias

Para evaluar la recarga en los acuíferos se deben tener en cuenta una serie de consideraciones teóricas. En primer lugar se debe establecer la cantidad de agua que puede recibir cada acuífero a partir de la cual se llena y las cantidades adicionales de agua deben salir como escorrentía; también se debe considerar la capacidad que tiene la zona vadosa o zona no saturada del subsuelo para transmitir agua;. La magnitud de la recarga real se obtiene de un balance hídrico en la cuenca de acuerdo a estos planteamientos. El balance hídrico es la aplicación del principio de conservación de la masa a un volumen de control (en este caso las cuencas de los ríos Negro, Grande y Medellín hasta un conjunto de estaciones que se encuentran aproximadamente en la misma longitud); en un período de tiempo dado se establece que la diferencia entre las entradas y salidas del sistema debe ser igual al cambio en la cantidad de agua almacenada. En promedios de largo plazo se puede suponer que el cambio en el almacenamiento es insignificante y la ecuación de balance contiene las siguientes variables:

I = P - + E - R - Th + Td

I: Infiltración total P: Precipitación promedio multianual R: Escorrentía directa promedio multianual E: Evapotranspiración total promedio multianual Th: Transferencias hacia otras cuencas Td: Transferencias desde otras cuencas

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Más importante que las cifras particulares que resultan de estos cálculos es la validación con criterios hidrológicos del cuadro general que muestran los resultados de los análisis químicos e isotópicos.

4.3.7 Modelo Hidrogeológico Regional

Un modelo hidrogeológico permite explicar la ocurrencia y circulación del agua subterránea en un dominio geográfico dado. En general debe tenerse en cuenta que las cuencas hidrogeológicas no siempre coinciden con las cuencas superficiales, debido a las transferencias de aguas subterráneas entre cuencas debidas a diferencias notables en altura y en condiciones hidráulicas del terreno. En general un modelo hidrogeológico debe definir los límites del sistema, el balance hidrogeológico y las zonas de recarga, circulación y descarga del sistema. En este caso el modelo debe tener en cuenta la presencia de los embalses Guatapé, San Lorenzo, Playas y Punchiná. Por otra parte, dado que el basamento cristalino no puede ser considerado un acuífero, el problema puede quedar reducido a la elaboración de un modelo hidrogeológico conceptual que permita explicar la ocurrencia y flujo de aguas subterráneas en la cuenca.

Con base en la información disponible puede presentarse un modelo hidrogeológico regional que explica la recarga y circulación del agua subterránea en la cuenca del Río Nare El modelo hidrogeológico que presentamos en este capítulo explica, sin cuantificar, la recarga de agua subterránea a partir de la información geológica, hidrometeorológica e hidrogeológica, con base en la precipitación, la generalización por analogía de la distribución del contenido isotópico del agua lluvia y el agua subterránea, la capacidad de infiltración en el suelo y la conductividad hidráulica del regolito y del macizo rocoso. Desde el punto de vista regional puede plantearse un sistema hidrogeológico gional cuyos límites comprenden desde el Río Magdalena hasta el Río Medellín- Porce.

La información geológica, hidrometeorológica, hidrogeológica, isotópica e hidrogeoquímica indican que la precipitación infiltrada en el Valle de San Nicolás es descargada parcialmente en los ríos Negro y parcialmente transferida a las cuencas de los ríos Medellín-Porce, Nare, Guatapé, Samaná Norte, Samaná Sur y Cocorná. En la cuenca del Río Nare la mayor zona de infiltración se encuentra en los Niveles de erosión Santa Elena-La Unión, San Ignacio, Rionegro, San Lorenzo y Caracolí- Jordán, y en las vegas y terrazas que las cubren parcialmente. La infiltración en las laderas es mínima. El flujo ocurre hacia el Valle del Río Magdalena y el Valle del Río Medellín-Porce. Estrictamente los acuíferos son limitados en extremo y están reducidos a los aluviones y terrazas en el Valle de San Nicolás y en el Valle del Magdalena, y a los conglomerados de la Formación Mesa. El diagrama de la Figura 88 ilustra este modelo conceptual

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Figura 88. Modelo hidrogeológico regional entre los ríos Medellín-Porce y Magdalena. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño, 2016.

Si se considera un modelo hidrogeológico regional circunscrito a la cuenca del Río Nare los límites del sistema deben restringirse a parte del sector oriental del sistema regional más general que incluya, a más de la cuenca del Río Nare, la porción oriental del Valle de San Nicolás. En un ambiente hidrogeológico similar, los Valles de San Nicolás y Aburrá, el autor de este informe pudo establecer una clara discriminación de flujos subterráneos desde dos zonas de recarga bien identificadas mediante técnicas isotópicas, descrita en el numeral 4.7.

En el caso de la cuenca del Rio Nare pude postularse que las aguas infiltradas en los Valles de San Nicolás y la Unión fluyen hacia el oriente y son descargadas en las corrientes de agua hasta las cañadas el límite oriental del Nivel de Erosión Caracolí-Jordán, aproximadamente en la cota 1000 m. Las aguas infiltradas en el Nivel de Erosión San Lorenzo, alrededor de la cota 1400 m, se combinan con las aguas infiltradas en el Nivel de Erosión Rionegro, entre las cotas 1000 m y 1400 m. Las aguas infiltradas en el Nivel Caracolí-Jordán, alrededor de la cota 1000 m son descargadas hasta la cota 200 m, en la margen derecha del Cañón del Río Nare. La margen izquierda del Cañón del Río Nare drena las aguas infiltradas en el Nivel de Erosión Nare, entre los 600 y los 200 m. El diagrama de la Figura 89 ilustra este modelo conceptual.

Figura 89. Modelo hidrogeológico regional de la Cuenca del Río Nare. Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño, 2016.

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4.3.7.1 Vulnerabilidad de acuíferos

Los acuíferos pueden estar sometidos a contaminación que procede de la superficie, de fuentes difusas, i.e. agroquímicos, excrementos de ganadería extensiva, etc, o de fuentes puntuales, i.e. lixiviados de rellenos sanitarios, letrinas y pozos sépticos, etc. La evaluación de la vulnerabilidad de los acuíferos puede ser llevada a cabo mediante métodos paramétricos que combinen las variables relevantes de dicha condición. En este trabajo consideraremos tres metodologías diferentes: DRASTIC (Aller et al, 1987), GOD (Foster, 1987) y AVI (Stempvoort et al, 1992).

El método DRASTIC tiene en cuenta siete variables: profundidad al acuífero, recarga, tipo de acuífero, tipo de material sobre el acuífero, topografía, características de la zona no saturada y la conductividad hidráulica. El método AVI tiene en cuenta el espesor del material sobre el acuífero y su conductividad hidráulica. El método GOD tiene en cuenta el tipo de acuífero, el tipo de material sobre el acuífero y la profundidad al acuífero.

Ya fue anotado que los acuíferos en la cuenca se reducen a las vegas aluviales someras del río Nare y Formación Mesa. La vulnerabilidad de estos acuíferos a la contaminación fue evaluada con los métodos AVI, GOD y DRASTIC. Los resultados de la aplicación de estos métodos coinciden en la calificación de vulnerabilidad muy alta para ambas zonas. En la Tabla 59 se encuentran los resultados de la evaluación de vulnerabilidad de acuíferos.

Tabla 59. Resultados evaluación de vulnerabilidad de los acuíferos.

Cuenca del Río Nare Unidad geológica Método Calificación Descripción AVI -2 Vulnerabilidad muy alta Vegas aluviales GOD 5 Vulnerabilidad muy alta DRASTIC 191 Vulnerabilidad muy alta AVI -0,7 Vulnerabilidad muy alta Formación Mesa GOD 3 Vulnerabilidad muy alta DRASTIC 162 Vulnerabilidad alta

Fuente: Consorcio POMCAS oriente Antioqueño, 2016.

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