Proyecto: Cartografía Geológica Y Prospección Geoquimica Del Macizo De Floresta

INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERÍA UNIVERSIDAD PEDAGÓGICA Y INGEOMINAS TECNOLÓGICA DE COLOMBIA

PROYECTO: CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA Y PROSPECCIÓN GEOQUIMICA DEL MACIZO DE FLORESTA

ACUERDO ESPECÍFICO N°023 DE 2008

INFORME FINAL

Bogotá, Julio de 2010

Bogotá, Julio de 2010 República de Colombia MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERIA INGEOMINAS

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

PROYECTO: CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA Y PROSPECCIÓN GEOQUÍMICA DEL MACIZO DE FLORESTA

ACUERDO ESPECÍFICO Nº 023 DE 2008

JEFE DE PROYECTO JAIME A. FUQUEN INGEOMINAS

UNIVERSIDAD PEDAGÓGICA Y TECNOLÓGICA DE COLOMBIA

AUTORES:

SANDRA ROCIO MANOSALVA S. JORGE ELIECER MARIÑO M. ITALO REYES CH. MARIA TERESA VALENTINO MARTHA LUDY MARTINEZ P. OSCAR ARMANDO GAVIDIA A. ERIKA JOANNA AMAYA M. MARTHA LILIANA GIL P. JHON JAIRO PORRAS P. CARLOS EDUARDO VARGAS I. OMAR GUILLERMO PEREZ M. NOREIDA PRIETO M. YAQUELINE PULIDO Q.

Bogotá, julio de 2010

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CONTENIDO

1. INTRODUCCIÓN ...... 13 1.1 PRESENTACIÓN ...... 13 1.2 OBJETIVOS DEL PROYECTO ...... 13 1.2.1 Objetivos específicos ...... 13 1.3 LOCALIZACIÓN ...... 14 1.1 PERSONAL ...... 14 1.2 METODO DE TRABAJO ...... 16 1.2.1 Etapa 1: Recopilación y revisión de información cartográfica y bibliográfica 16 1.2.2 Etapa 2: Análisis y procesamiento de imágenes y fotografías aéreas ...... 16 1.2.3 Etapa 3: Cartografía de las Unidades aflorantes en el Macizo de Floresta ...... 17 1.2.4 Etapa 4: Muestreo y análisis petrográfico ...... 17 1.2.5 Etapa 5: Muestreo geoquímico en suelos y rocas ...... 18 1.2.6 Etapa 6: Elaboración de mapas e informe final ...... 18 1.3 MARCO DE REFERENCIA ...... 18 2. ESTRATIGRAFÍA ...... 21 2.1 FORMACIÓN FILITAS Y ESQUISTOS DE BUSBANZÁ (P3?EFB) ...... 23 2.1.1 Litología ...... 24 2.1.2 Secciones estratigráficas levantadas...... 30 2.1.3 Metamorfismo...... 34 2.1.4 Estudios anteriores, correlación y edad ...... 35 2.2 STOCK DE OTENGÁ (OSO) ...... 37 2.2.1 Litología ...... 38 2.2.2 Estudios anteriores, correlación y edad ...... 45 2.3 FORMACIÓN EL TÍBET (D1D3T) ...... 46 2.3.1 Litología ...... 46 2.3.2 Sección estratigráfica - Sector San Martin ...... 49 2.3.3 Sección estratigráfica - Quebrada Tocavita ...... 55 2.3.4 Estudios anteriores, correlación y edad...... 59 2.4 FORMACIÓN FLORESTA (D2F) ...... 60 2.4.1 Litología ...... 60 2.4.2 Sección Vereda Horno y Vivas...... 62 2.4.3 Estudios anteriores, correlación y edad...... 65 2.5 FORMACIÓN CUCHE (D3D6C) ...... 67 2.5.1 Seccion estratigráfica - Cerro Colorado ...... 67 2.5.2 Sección estratigráfica - Sector La Mesa ...... 76 2.5.3 Estudios anteriores, correlación y edad ...... 79 2.6 FORMACIÓN GIRÓN (J3G) ...... 80 2.6.1 Sección Estratigráfica, vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo ...... 81 2.6.2 Secciones estratigráficas generales alternas...... 87 2.6.3 Estudios anteriores, correlación y edad ...... 89 2.7 FORMACIÓN TIBASOSA (K1B3T) ...... 90 3

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2.7.1 Sección vía Tobasía–Santa Rosa de Viterbo ...... 90 2.7.2 Secciones estratigráficas generales alternas...... 97 2.7.3 Estudios anteriores, correlación y edad ...... 99 2.8 FORMACIÓN UNE (K2K1U)...... 102 2.8.1 Estudios anteriores, correlación y edad...... 102 2.9 DEPÓSITOS NEÓGENOS-CUATERNARIOS ...... 104 2.9.1 Depósito Fluvío-lacustre (Qpl) ...... 104 2.9.2 Depósitos Coluviales (Qc) ...... 105 3. TECTÓNICA ...... 106 3.1 FALLA DE SOAPÁGA ...... 110 3.2 FALLA DE BOYACÁ ...... 111 3.3 FALLA DE TUTASÁ ...... 112 3.4 SISTEMA DE FALLAS DE SAN JOAQUÍN ...... 112 3.5 FALLA DE TOBASÍA ...... 112 3.6 FALLA DE PASTOS ...... 113 3.7 ANTICLINAL DE LA FLORESTA ...... 113 3.8 SINCLINAL DE LA FLORESTA ...... 113 3.9 SINCLINAL DE TOCAVITA...... 113 3.10 ANTICLINAL Y SINCLINAL DE TENERÍA ...... 113 4. GEOLOGIA HISTORICA ...... 115 4.1 PALEOZOICO ...... 115 4.1.1 Tectogénesis Ordovícica ...... 115 4.1.2 Transgresión Devónica...... 117 4.2 MESOZOICO ...... 117 4.2.1 Discordancia del Jurásico Superior ...... 117 4.2.2 Transgresión Cretácica ...... 118 4.3 CENOZOICO ...... 120 4.3.1 Tectogénesis Andina ...... 120 5. PROSPECCIÓN GEOQUÍMICA ...... 122 5.1 GENERALIDADES – RASGOS FISIOGRÁFICOS ...... 122 5.2 SELECCIÓN DEL MUESTREO GEOQUÍMICO ...... 122 5.3 METODOLOGÍA...... 124 5.3.1 Identificación de las muestras ...... 124 5.3.2 Recolección de muestras ...... 124 5.3.3 Inventario de muestras recolectadas...... 125 6. GEOLOGIA ECONOMICA ...... 132 6.1 RECURSOS NO METÁLICOS ...... 132 6.1.1 Materiales de Construcción ...... 132 6.1.2 Minerales industriales ...... 134 6.2 RECURSOS METÁLICOS ...... 135 6.3 RECURSOS ENERGETICOS ...... 135 7. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS ...... 137

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LISTA DE TABLAS

TABLA 1. Polígono de estudio, coordenadas amarradas al sistema de origen Bogotá...... 14 TABLA 2. Grupo de trabajo, proyecto Macizo de Floresta...... 16 TABLA 3. Principales estudios geológicos realizados en el Macizo de Floresta, en orden cronológico. ... 19 TABLA 4. Clasificación y mineralogía de la Formación Esquistos y Filitas de Busbanzá en el área de estudio (análisis petrográficos)...... 25 TABLA 5. Resultados petrográficos realizados en el Stock de Otengá, franja Oriental...... 39 TABLA 6. Resultados análisis petrográficos en el Stock de Otengá, franja Occidental...... 40 TABLA 7. Listado de muestreo Geoquímico recolectado en suelos ...... 126 TABLA 8. Listado de muestreo geoquímico recolectado en roca...... 131

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LISTA DE FIGURAS

FIGURA 1. Localización del área de estudio en el Macizo de Floresta, Planchas N°: 172-I-A, B, C, D. 15 FIGURA 2. Columna estratigráfica general, levantada en el área de estudio...... 22 FIGURA 3. Panorámica del área en donde se observa la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá (P3?efb) y el miembro Neis de Quebradas (P3?nq), en contacto intrusivo con los stocks graníticos (Oso), sobre los que están discordantemente las Formaciones Tibet y Floresta (D1d3t y D2f). Nótese la morfología de lomas alargadas peniplanizadas por actividad agrícola en P3?efb...... 23 FIGURA 4. A. Filitas (OG-055-CP; 1.142.317 N, 1.133.307 E). B. Esquisto de moscovita-biotita-cuarzo (OG-040-P; 1.143.344 N, 1.132.793 E). C. Esquistos de moscovita con porfiroblastos (OG-029-B-CP; 1.142.765 N, 1.134.504 E)...... 27 FIGURA 5. A. Paraneis (JP-203-P; 1.138.670 N, 1.132.844 E) , B. Paraneis (OG-083-P; 1.142.738 N, 1.134.298 E) ...... 28 FIGURA 6. A. Corneana de estructura masiva, roca muy dura (OG-014-P; 1.142.581 N, 1.134.159 E), B. Corneana de moscovita (Ms) y cordierita (Crd). C. Corneana de sillimanita (OG-020-P; 1.142.204 N, 1.131.529 E), afloramiento en la vía que de la Escuela la Chapa conduce a Cerro Montero, nótese el xenolito de roca metamórfica. D. Corneana compuesta por sillimanita (Sil) con hábito fibroso y tabular, menor biotita (Bt)...... 29 FIGURA 7. Columnas estratigráficas levantadas en la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá...... 32 FIGURA 8. Secciones levantadas en la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá...... 33 FIGURA 9. Correlación de las divisiones de las rocas metamórficas propuestas por diferentes autores en el área de estudio...... 36 FIGURA 10. Cartografía del stock de Otengá (Oso) en el área de estudio y distribución de las muestras analizadas petrográficamente...... 37 FIGURA 11. Clasificación de las rocas del stock de Otengá, basado en Streckeisen, 1976...... 38 FIGURA 12. Sienogranitos. A. Franja Oriental (172-I-D-1-OG-005-GR; 1.145.584 N, 1.136.527 E). B. Franja occidental (OG-086-P; 1.142.980 N, 1.131.553 E)...... 41 FIGURA 13. Contactos del stock de Otengá...... 43 A-1. Contacto discordante con la Formación Floresta (OG-024-P; 1.144.690N, 1.136.973E), sector Vega Grande, quebrada Otengá. A-2. Granito de feldespato alcalino con cataclasis. A-3. Cuarzo dividido en subgranos por rotación, los subgranos presentan extinción ondulante. B-1. Intrusiones dentro de la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá (OG-013), Cerro Vara Carga, cerca a la Quebrada Cucuacón. C-1. Discordante con la Formación Girón (Estación JP-076, muestra 172-III-A-2-JP010-GR; 1.138.665N, 1.134.307E), cerro La Mesa, vía de la Vereda Tonemí a Corrales. C-2. Textura aplitica. C-3. Cuarzo (Qtz), Ortoclasa (Or), sericita (Ser) y fractura rellena de Adularia (Ad)...... 43 FIGURA 14. A-1. Panorámica del sector donde se encuentran las milonitas, quebrada Cucuacón (OG- 097-P; 1‟142.182 N, 1‟136.380 E). A-2. Afloramiento de milonitas, roca muy dura. A-3. Muestra macro, nótese el fracturamiento. A-4. Microfotografía de la milonita. A-5. Microtextura néisica, ojos de ortoclasa rodeados por micas. Porfiroclastos con colas asimétricas, sirven como indicadores cinemáticos. A-6. Comportamiento dúctil del cuarzo (Qtz) y frágil de la ortoclasa (Or). A-7. Deformación de la moscovita...... 44 FIGURA 15. Formación El Tibet ...... 48 FIGURA 16. Columna estratigráfica de la Formación El Tíbet, sección Sector San Martín...... 50 FIGURA 17. Poligonal de la Formación El Tíbet, levantada en el Sector San Martin...... 51 FIGURA 18. Ondulitas de corriente fracturadas hacia el techo de capas de areniscas de grano fino a medio de la Formación Tíbet...... 53 FIGURA 19. Fósiles de la Formación Tíbet, segmento C...... 53 FIGURA 20. Imágenes de la sección sector San Martín, Formación Tibet...... 54 FIGURA 21. Poligonal Formación El Tíbet, sección Quebrada Tocavita...... 56 FIGURA 22. Columna estratigráfica (CE) generalizada Formación El Tíbet, sección Quebrada Tocavita 57 FIGURA 23. Imágenes sección Quebrada Tocavita, Formación El Tíbet...... 58 FIGURA 24. Formación Floresta ...... 61

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FIGURA 25. Columna estratigráfica generalizada de la Formación Floresta, sección Vereda Horno y Vivas...... 63 FIGURA 26. Poligonal Formación Floresta, sección Vereda Horno y Vivas...... 64 FIGURA 27. Formación Floresta, sección Vereda Horno y Vivas ...... 66 FIGURA 28. Columna estratigráfica generalizada de la Formación Cuche, sector Cerro Colorado...... 68 FIGURA 29. Poligonal sección estratigráfica Formación Cuche - Sector Cerro Colorado...... 69 FIGURA 30. Litología de la Formación Cuche - Segmento A sector Cerro Colorado ...... 70 FIGURA 31. Capas tabulares gruesas de areniscas de grano fino metro 120, punto de bastoneo EA-B4, las flechas marcan las intercalaciones delgadas de lodolitas limosas...... 71 FIGURA 32. Panorámica Segmento B, Formación Cuche Vereda Cerro Colorado, capas tabulares delgadas a medias de lodolitas limosas violáceas. A. Estratificación Plana paralela continua. B. Icnofósiles, pequeños, perpendiculares a los planos de estratificación. D. Trayectorias de fluidos paralelos a los planos de estratificación...... 72 FIGURA 33. Litología encontrada entre los puntos de bastoneo EA-B7 a EA-B9. A. Areniscas en capas delgadas cuneiformes. B. Fracturas mineralizadas de cuarzo perpendiculares a los planos de estratificación. C. Areniscas con estratificación cruzada planar de bajo ángulo. D. Areniscas moteadas con abundante material carbonoso diseminado. E. Limolitas lodosas con material carbonoso concentrado hacia las láminas, formando un patrón de laminación palana paralela continua, con deformaciones sinsedimentarias. F. Panorámica intervalo de bastoneo EA-B9, intercalación de capas medias de lodolitas rojizas a violáceas y areniscas en capas tabulares delgadas con adelgazamientos laterales de espesor...... 73 FIGURA 34. Formación Cuche, segmento C, Sector Cerro Colorado y segmento A, Sector La Mesa...... 75 FIGURA 35. Capas de arenisca de color violáceo y amarillo ocre, de forma tabular, contactos plano paralelos. Sector La Mesa, Vereda Barrancas, Municipio de Floresta...... 76 FIGURA 36. Poligonal levantada sobre rocas de la Formación Cuche, Sector La Mesa, Vereda Barrancas, Municipio de Floresta...... 77 FIGURA 37. Columna estratigráfica generalizada de la Formación Cuche, Sector La Mesa...... 78 FIGURA 38. Columna estratigráfica generalizada, sección estratigráfica, vía Tobasia-Santa Rosa de Viterbo ...... 82 FIGURA 39. Poligonal levantada sobre la vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo, en rocas de la Formación Girón...... 83 FIGURA 40. Segmento A, sección levantada sobre la vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo, Formación Girón ...... 84 FIGURA 41. Segmento B, sección levantada sobre la vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo, Formación Girón...... 85 FIGURA 42. Segmento C, sección levantada sobre la vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo ...... 86 FIGURA 43. Segmento D, sección levantada sobre la vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo, Formación Girón...... 88 FIGURA 44. Correlación Estratigráfica Secciones Levantadas - Formación Girón ...... 91 FIGURA 45. Poligonal levantada sobre la vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo, Formación Tibasosa...... 92 FIGURA 46. Columna estratigráfica generalizada, sección vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo...... 93 FIGURA 47. Segmento A, Formación Tibasosa ...... 94 FIGURA 48. Segmento B, sección vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo, Formación Tibasosa ...... 96 FIGURA 49. Rocas de la sección estratigráfica El Olivo, quebrada Toba, Formación Tibasosa ...... 98 FIGURA 50. Correlación Estratigráfica Secciones levantadas - Formación Tibasosa ...... 101 FIGURA 51. Columna estratigráfica de la Formación Une, sección Beteitiva-Otengá...... 103 FIGURA 52. Valle de Floresta- Cuaternario Aluvial ...... 104 FIGURA 53. Cuaternario Aluvial, compuesto por cantos redondeados a subredondeados de areniscas amarillentas a violáceas en matriz limo arenosa - municipio de Floresta ...... 104 FIGURA 54. Depósitos coluviales, observados por la vía que conduce de Tobasía a Floresta...... 105 FIGURA 55. En la parte superior, distribución de las principales fallas que afectan el territorio Colombiano, adaptado de Acosta, 2002. La imagen inferior derecha, modelo esquemático, localización de los

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diferentes tipos de rocas aflorantes en la parte central de la Cordillera Oriental, modificado del Atlas Geológico de Colombia, INGEOMINAS, 1997 y De Freitas et al, 1997 en Velandía, 2005...... 107 FIGURA 56. Modelo de la Cordillera Oriental tomado de Depaor, 1.988 y adaptado al Macizo de Floresta...... 108 FIGURA 57. Modelo geológico del área de estudio...... 110 FIGURA 58. Lineamiento de la Falla de Pastos, pone en contacto rocas de la Formación Cuche, con rocas de la Formación Girón. Nótese la presencia de un gancho de falla y el cizallamiento de los cantos por el efecto de la misma...... 114 FIGURA 59. Evolución tectónica del macizo de Floresta, durante, A. Paleozoico inferior, B. Paleozoico Superior...... 116 FIGURA 60. Evolución tectónica del macizo de Floresta, durante, A. Jurásico, B. Post-orogenia Andina...... 118 FIGURA 61. Muestreo geoquímico en suelos y rocas...... 123 FIGURA 62. Apique realizado para el muestreo geoquímico en suelos...... 125 FIGURA 63. Canteras de caliza abandonadas Vereda El Tobo-Corrales. Nótese las variaciones en el buzamiento...... 132 FIGURA 64. Cantera de explotación de la Formación Tibasosa en Corrales ...... 133 FIGURA 65. A. Cantera de explotación de la Formación Girón. B. Cantera abandonada de la Formación Tibet ...... 133 FIGURA 66. Monzogranito con pórfiros de ortoclasa, en menor proporción cuarzo y plagioclasa en la matriz. 134 FIGURA 67. Mantos de carbón de la Formación Guaduas, actualmente explotados. Sector Saurca, Municipio de Beteitiva ...... 135

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LISTA DE ANEXOS

ANEXO 1. MAPA GEOLÓGICO ANEXO 2. MAPA DE ESTACIONES ANEXO 3. POLIGONAL COLUMNAS ESTRATIGRÁFICAS FORMACIÓN ESQUISTOS Y FILITAS DE BUSBANZÁ ANEXO 4. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN FILITAS Y ESQUISTOS DE BUSBANZÁ, SECTOR ESCUELA BUNTÍA – CERRO VARA CARGA ANEXO 5. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN FILITAS Y ESQUISTOS DE BUSBANZÁ, SECTOR CERRO CRUZ DE PIEDRA ANEXO 6. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN FILITAS Y ESQUISTOS DE BUSBANZÁ, SECTOR CERRO CRUZ DE PIEDRA – ESCUELA LA CHAPA. ANEXO 7. POLIGONAL COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN FILITAS Y ESQUISTOS DE BUSBANZÁ, VEREDA OMETÁ – VEREDA QUEBRADAS. ANEXO 8. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN FILITAS Y ESQUISTOS DE BUSBANZÁ, SECCION VEREDA OMETA-VEREDA QUEBRADAS. ANEXO 9. POLIGONAL COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN EL TIBET, SECCIÓN QUEBRADA TOCAVITA. ANEXO 10. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN EL TIBET, SECCIÓN QUEBRADA TOCAVITA. ANEXO 11. POLIGONAL COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN EL TIBET, SECTOR TOCAVITA. ANEXO 12. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN EL TIBET, SECTOR TOCAVITA. ANEXO 13. POLIGONAL COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN FLORESTA, SECCIÓN VEREDA HORNO Y VIVAS. ANEXO 14. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN FLORESTA, SECCIÓN VEREDA HORNO Y VIVAS. ANEXO 15. POLIGONAL COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN CUCHE, SECTOR CERRO COLORADO. ANEXO 16. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN CUCHE, SECTOR CERRO COLORADO. ANEXO 17. POLIGONAL COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN CUCHE, SECTOR LA MESA. ANEXO 18. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN CUCHE, SECTOR LA MESA. ANEXO 19. POLIGONAL COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN GIRÓN, SECCIÓN VÍA TOBASÍA-SANTA ROSA DE VITERBO.

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ANEXO 20. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN GIRÓN, SECCIÓN VÍA TOBASÍA-SANTA ROSA DE VITERBO. ANEXO 21. POLIGONAL COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN GIRÓN, SECCIÓN CERRO LA MESA. ANEXO 22. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN GIRÓN, SECCIÓN CERRO LA MESA. ANEXO 23. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN GIRÓN, SECCIÓN BETÉITIVA-OTENGÁ ANEXO 24. POLIGONAL COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN TIBASOSA, SECCIÓN VÍA TOBASÍA-SANTA ROSA DE VITERBO. ANEXO 25. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN TIBASOSA, SECCIÓN VÍA TOBASÍA-SANTA ROSA DE VITERBO. ANEXO 26. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN TIBASOSA, SECCIÓN BETÉITIVA-OTENGÁ. ANEXO 27. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN TIBASOSA, SECCIÓN EL OLIVO, SANTA ROSA DE VITERBO. ANEXO 28. COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN UNE, SECCIÓN BETÉITIVA-OTENGÁ. ANEXO 29. POLIGONAL COLUMNA ESTRATIGRÁFICA FORMACIÓN GIRÓN, SECCIÓN BETEITIVA-OTENGÁ. ANEXO 30. MAPA DE MUESTREO GEOQUÍMICO ANEXO 31. FORMATOS DE MUESTREO GEOQUÍMICO ANEXO 32. MAPA DE MUESTREO PETROGRÁFICO ANEXO 33. FORMATOS DE ANÁLISIS PETROGRÁFICOS

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RESUMEN

El Macizo de Floresta centro del estudio está ubicado en la parte media de la Cordillera Oriental de Colombia, y como parte de una serie de antiguos macizos como Quetame, Garzón y Santander, es de gran importancia en la evolución geológica de Colombia; por lo que el Instituto Colombiano de Geología y Minería (INGEOMINAS) suscribió con la Universidad Pedagógica y Tecnológica de Colombia (UPTC) el convenio N.o 023 de 2008, para el desarrollo del proyecto: “Cartografía geológica y prospección geoquímica del Macizo de Floresta”.

El Macizo está delimitado por la Falla de Soapága al oriente y la Falla de Boyacá al occidente, conformando una estructura anticlinal, en cuyo núcleo se encuentran filitas, esquistos y neis, intruídos por granitos de edad Ordovícica, cubiertas discordantemente por conglomerados, areniscas y lodolitas de edades desde el Devónico hasta el Cretácico Inferior.

Esta investigación permitió ampliar el conocimiento geológico del Macizo, a partir de la cartografía geológica de 250 Km2, levantada a escala 1:10.000, con 511 estaciones de campo, 9141 metros de columnas estratigráficas, 61 muestras de roca descritas petrográficamente y 164 muestras recolectadas para análisis geoquímico.

El análisis estratigráfico se hizo con base en la información recolectada en los trabajos de campo, que incluyó la cartografía y el levantamiento de columnas estratigráficas de las unidades desde el Cámbrico? hasta el Cretácico inferior, complementadas con análisis petrográficos, paleontológicos e información secundaria.

Algunas unidades fueron redefinidas, en este trabajo, se propone la denominación de Stock de Otengá para las franjas aflorantes en el área, por no encontrarse diferencias mineralógicas, texturales y de relaciones con las unidades adyacentes; franjas antes separadas por Ulloa et al. (2003), como Stock de Otengá a la franja oriental y Stock de Chuscales para la franja occidental.

Granitos con cataclasis y la relación con las rocas adyacentes, en especial los cambios de espesores en la Formación Tibet, sugiere que fallas Paleozoicas pre-devónicas, afectaron al intrusivo, y las rocas Devónicas fueron depositadas sobre una paleotopografía abrupta.

En las rocas metamórficas las variaciones mineralógicas y texturales observadas en metapelitas generaron información acerca de las condiciones de presión y temperatura presentadas en la unidad; paraneis fueron cartografiables y propuestos como Miembro Neis de Quebradas de la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá.

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Litología y estructuras en las rocas sedimentarias sirvieron de base para la interpretación de ambientes y de los múltiples eventos tectónicos que afectaron el área, desde el Paleozoico hasta el Cretácico inferior.

El estudio presenta un panorama de los recursos minerales en las diferentes rocas que lo conforman; cordierita, andalucita y magnetita en las rocas metamórficas; feldespatos y micas en las rocas ígneas; materiales de construcción y recursos energéticos en las sedimentarias.

La información obtenida se integró en un informe técnico final y cuatro mapas: 1. Mapa geológico y dos cortes geológicos (anexo 1), 2. Mapa de estaciones geológicas (anexo 2), 3. Mapa de muestreo geoquímico (anexo 30), y 4. Mapa de muestreo petrográfico (anexo 32). Adicionalmente se realizaron 16 columnas estratigráficas con sus correspondientes poligonales (anexos 3 a 28), 61 formatos de descripción petrográfica microscópica y macroscópica, y 42 de solo macroscópica (anexo 33), y 164 formatos de muestreo geoquímico (anexo 31).

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1. INTRODUCCIÓN

1.1 PRESENTACIÓN

La Universidad Pedagógica y Tecnológica de Colombia (UPTC) y el Instituto Colombiano de Geología y Minería (INGEOMINAS), suscribieron el convenio interadministrativo de cooperación institucional No. 023 de 2008, con el objeto de realizar la cartografía geológica del Macizo de Floresta y desarrollar un muestreo geoquímico, que permita ampliar el conocimiento estratigráfico, estructural y de recursos minerales de la zona. Es importante resaltar que por solicitud de INGEOMINAS, se acordó desarrollar los objetivos del proyecto en la mitad del área (250 Km2) con referencia a la propuesta inicial, debido a que solamente se contó con el 50% del presupuesto inicialmente asignado.

El área de estudio está limitada al oriente por la Falla de Soapága y al occidente por la Falla de Boyacá. El macizo está conformado por rocas metamórficas e ígneas pre-Devónicas (Stock de Otengá y Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá) y sedimentarias de edades del Devónico al Cretácico inferior (Formaciones Tibet, Floresta, Cuche, Girón, Tibasosa y Une).

La cartografía geológica se realizó a escala 1:10.000, a partir del análisis de sensores remotos se establecieron las transectas, en las cuales la información estratigráfica fue levantada, con 511 estaciones de campo, 9141 metros de columnas estratigráficas elaboradas, y 61 muestras analizadas por petrografía.

La prospección geoquímica se realizó con base en una malla de 2x2 Km, con un muestreo en suelos de los horizontes B y C, y de roca para las unidades ígneas en especial; en total se colectaron 144 muestras de suelos y 20 de rocas.

1.2 OBJETIVOS DEL PROYECTO

Realizar la cartografía geológica mediante el levantamiento en campo, muestreo litológico y geoquímico de 250 Km² de la parte NW de la plancha 172 a escala 1:10.000, e integrarla a una escala 1:25.000 para su publicación.

1.2.1 Objetivos específicos Recopilar y analizar la información bibliografía existente del área de estudio. Utilizar sensores remotos con el propósito de hacer planeación y control de campo. Realizar el levantamiento geológico de las unidades de roca, mediante transectas en el área de estudio, con el fin de detallar la cartografía geológica, generando mapas a escala 1:25.000.

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Adelantar un muestreo litológico y geoquímico en suelos y rocas del área. Realizar un estudio macroscópico y microscópico (análisis de secciones delgadas) de muestras representativas de las unidades de roca identificadas. Integrar los resultados de campo y laboratorio para su posterior incorporación a bases de datos del INGEOMINAS.

1.3 LOCALIZACIÓN

El área de estudio (250 Km2) está localizada en la parte central del Departamento de Boyacá, en los municipios de Busbanzá, Floresta, Betéitiva, Belén, Cerinza, Tutazá, Santa Rosa de Viterbo y Paz de Rió (Tabla 1 y figura 1).

TABLA 1. Polígono de estudio, coordenadas amarradas al sistema de origen Bogotá.

PUNTO COORDENADA NORTE COORDENADA ESTE 1 1´150.000 1´125.000 2 1´150.000 1´140.000 3 1´135.000 1´135.000 4 1´135.000 1´120.000

Estas poblaciones se comunican por carreteras pavimentadas o de segundo orden en buen estado. Al costado occidental del Macizo se tiene acceso a través de la carretera Duitama- Santa Rosa de Viterbo y al costado oriental se tiene acceso a través de la vía Sogamoso- Corrales principalmente.

La región hace parte del Altiplano Cundiboyacense, se caracteriza por presentar terrenos ondulados y escarpados, con alturas entre 2.300 y 3.500 msnm (Cerro El Tibet). Los principales drenajes son los ríos Floresta, Soapága o Pargua (Parguita) y Chicamocha.

1.1 PERSONAL

Para el desarrollo del presente estudio, la UPTC delegó la dirección técnica a Sandra R. Manosalva S., profesora Asistente del programa de Ingeniería Geológica y contrató un grupo interdisciplinario de profesionales con experiencia en cartografía geológica y asesores especializados en cada uno de los campos contemplados en el proyecto (Tabla 2). Por parte de INGEOMINAS la interventoría técnica estuvo a cargo del Geólogo Jaime Fuquen.

Adicionalmente, se contó con la participación de ocho estudiantes de Ingeniería Geológica pertenecientes al semillero de investigación MINERINCO, como estrategia para la formación en las metodologías usadas por el INGEOMINAS.

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FIGURA 1. Localización del área de estudio en el Macizo de Floresta, Planchas N°: 172-I-A, B, C, D.

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TABLA 2. Grupo de trabajo, proyecto Macizo de Floresta NOMBRE PROFESION ACTIVIDAD DESARROLLADA SANDRA R. MANOSALVA S. M.Sc. GEOLOGÍA Docente – Dirección Técnica JORGE E. MARIÑO M. Ph.D. GEOLOGÍA Docente – Asesoría Técnica MARTHA LUDY MARTINEZ P. ING. GEÓLOGA Coordinación proyecto ITALO REYES CH. GEÓLOGO Asesor Cartografía geológica MARIA TERESA VALENTINO GEÓLOGA Asesor Petrografía FRANCISCO J. PÉREZ M.Sc. GEOGRAFÍA Asesor Cartografía y sensores remotos ERIKA J. AMAYA M. ING. GEÓLOGA Cartografía Geológica, Petrografía y muestreo JHON J. PORRAS P. ING. GEÓLOGO Cartografía Geológica, Petrografía y muestreo MARTHA LILIANA GIL P. ING. GEÓLOGA Cartografía Geológica, Petrografía y muestreo OSCAR A. GAVIDIA A. ING. GEÓLOGO Cartografía Geológica, Petrografía y muestreo OMAR G. PEREZ M. TESISTA Auxiliar de campo y oficina JACKELINE PULIDO Q. TESISTA Auxiliar de campo y oficina NOREIDA PRIETO M. TESISTA Auxiliar de campo y oficina

1.2 METODO DE TRABAJO

La cartografía, análisis petrográfico y prospección geoquímica del proyecto se realizó por etapas, desarrolladas en oficina, campo y laboratorio. La revisión de información permitió planificar el trabajo de campo y laboratorio, los cuales fueron constantemente revisados y evaluados con el fin de garantizar el cumplimiento del cronograma y los objetivos propuestos.

1.2.1 Etapa 1: Recopilación y revisión de información cartográfica y bibliográfica En ésta etapa se estructuró el marco de referencia punto de partida en el proceso investigativo; la información verificada fue de tipo: Cartográfico, estratigráfico y petrográfico, mediante consultas de informes en INGEOMINAS, proyectos de grado de Universidades, artículos en revistas nacionales e internacionales y esquemas de ordenamiento territorial de los municipios del área de estudio. Se realizó una homogenización de criterios estratigráficos y cartográficos, según estándares de INGEOMINAS, así como la planificación de la etapa de campo.

La homogenización de criterios estratigráficos, petrográficos y geoquímicos se realizó en campo y laboratorio, dirigidos por los asesores, Italo Reyes, María Teresa Valentino, Jorge E. Mariño, Jaime Fuquen y Gloria Prieto. En estratigrafía se determinó el modelo para el levantamiento de columnas estratigráficas. Para la petrografía se definieron los esquemas de descripción y clasificación macroscópica y microscópica de cada tipo de roca. El tipo, forma y densidad del muestreo geoquímico se estableció de acuerdo a las características del área y requerimientos de INGEOMINAS.

1.2.2 Etapa 2: Análisis y procesamiento de imágenes y fotografías aéreas Para el área en general se adquirieron 21 fotografías aéreas de los números de vuelo C-2500 y C-2504, en formato análogo y digital, con las que se realizó: 1. Fotointerpretación del área, delimitándose las estructuras y lineamientos más relevantes; 2. Geo-referenciación y 16

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orto-rectificación a de las fotografías aéreas en medio digital, extrayendo un orto- fotomosaico de la totalidad del área.

1.2.3 Etapa 3: Cartografía de las Unidades aflorantes en el Macizo de Floresta Consistió en la recopilación de información geológica en campo, se tomaron datos estructurales y estratigráficos en 511 estaciones (Anexo 2, mapa de estaciones) y 9141 m de secciones estratigráficas levantadas (16 columnas y 16 poligonales); esta información permitió la descripción y cartografía en el área de los cuerpos ígneos y las Formaciones: Filitas y Esquistos de Busbanzá, Tibet, Floresta, Cuche, Girón, Tibasosa y Une. La información se levantó a escala 1:10.000 y el producto se entrega a escala 1:25.000.

El trabajo de campo se realizó siguiendo los lineamientos generales para la elaboración de la cartografía geológica de INGEOMINAS, y descripción de unidades litoestratigráficas (Núñez et al, 2002).

En esta etapa se contó con una coordinación técnica, el área se dividió en cuatro frentes de trabajo, cada uno de los cuales estuvo conformado por un Ingeniero Geólogo y un auxiliar de campo, con la asesoría permanente de cuatro geólogos senior. Se realizaron reuniones semanales, en las cuales se mostró el avance de cada frente de trabajo, generándose discusión e interpretación de los problemas estructurales y estratigráficos presentados.

1.2.4 Etapa 4: Muestreo y análisis petrográfico Se describieron 103 muestras de roca macroscópicamente, de las cuales 61 fueron analizadas petrográficamente. Las muestras se recogieron teniendo en cuenta los parámetros establecidos por el INGEOMINAS, en afloramientos representativos, con amarre a estaciones. El material fue debidamente empacado, rotulado y entregado a Ingeominas, y las contramuestras fueron guardadas en la UPTC.

En total se hicieron 61 secciones delgadas: 20 de rocas ígneas, 23 de metamórficas y 18 de sedimentarias. Las descripciones macroscópicas y microscópicas se presentan en el Anexo 33. Las secciones delgadas fueron realizadas en el laboratorio de petrografía de la UPTC, se utilizó resina con índice de refracción (n=1,54), la observación microscópica se hizo en el microscopio Olympus BX51.

Rocas ígneas. La clasificación, nomenclatura y términos utilizados para las rocas ígneas siguieron los parámetros descritos por, Le Maitre (2007). Las rocas ígneas intrusivas e hipoabisales fueron clasificadas utilizando el diagrama de Streckeisen (1976).

Rocas metamórficas. Características estructurales y texturales de las rocas metamórficas fueron descritas según, Winter (2001). Las rocas se clasificaron con base en las recomendaciones dadas por la Subcomission on the Systematics of Metamorphic Rocks (SCMR, 2007) de la Unión Internacional de Geociencias. Adicionalmente se identificó el protolito y la facies del metamorfismo. Las descripciones se presentan en los formatos 17

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establecidos por INGEOMINAS para éste tipo de rocas. Aspectos texturales de forma y tamaño de los minerales sirvió de estimación del grado metamórfico, entre más grandes y euhedrales fueran los minerales, más alto grado metamórfico significaba.

Rocas sedimentarias. Fueron descritas siguiendo los lineamientos de INGEOMINAS para éste tipo de rocas (Terraza, 1999; Núñez et al, 2002). Las rocas siliciclásticas se clasificaron textural y composicionalmente de acuerdo con Folk (1954) y (1974); para las rocas carbonatadas se utilizaron los diagramas de clasificación de Dunham (1962) y Folk (1974).

1.2.5 Etapa 5: Muestreo geoquímico en suelos y rocas El tipo y densidad del muestreo fue establecido en reunión realizada con el Interventor y la Coordinadora de Geoquímica del INGEOMINAS. En el área se determinó el muestreo geoquímico de suelos y en menor proporción de rocas. Para el muestreo de suelos se dividió el área en una malla de 2 x 2 Km, dando un total de 64 puntos para apiques, en cada uno de los cuales se tomaron dos muestras y un 12,5% de contramuestras. En total se recolectaron y describieron 144 muestras de suelos y 20 de rocas. Mapa y formatos de muestreo geoquímico (Anexos 30 y 31).

El muestreó siguió los procedimientos en la selección de los sitios y descripción establecidos por INGEOMINAS, Prieto (2004), propuestos en el proyecto “Compilación, Levantamiento y Generación de Información Geoquímica del Territorio”, de acuerdo con las normas y metodologías internacionales recomendadas por el programa internacional de correlación geológica (IGCP) y la publicación, Geochemical Mapping Field Manual (Darnley et al, 1995; FOREGS, 1998).

1.2.6 Etapa 6: Elaboración de mapas e informe final La información obtenida se integró en cuatro mapas: 1. Mapa geológico y dos cortes geológicos (anexo 1), 2. Mapa de estaciones geológicas (anexo 2), 3. Mapa de muestreo geoquímico (anexo 30), y 4. Mapa de muestreo petrográfico (anexo 32).

Adicionalmente se realizaron 15 columnas estratigráficas con sus correspondientes poligonales (anexos 3 a 28), 61 formatos de descripción petrográfica microscópica y 106 de macroscópica (anexo 33), 164 formatos de muestreo geoquímico (anexo 31) y un informe técnico final.

1.3 MARCO DE REFERENCIA

La cartografía, estratigrafía y tectónica presente en el Macizo de Floresta ha sido estudiada por varios autores, aportando información importante de los eventos geológicos que estuvieron involucrados en la evolución del Macizo. La información compilada de los principales estudios fue base para la realización del proyecto. Tabla 3.

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TABLA 3. Principales estudios geológicos realizados en el Macizo de Floresta, en orden cronológico. TITULO AUTOR DESCRIPCIÓN Primera cartografía conocida del Macizo de Floresta, en este estudio 1.Geología del Macizo de Floresta OLSON Y DICKEY, 1935 estableció la edad de la fauna fósil existente en la Formación Floresta, datada del Devónico. Presenta un reconocimiento de la fauna fósil en la Formación Floresta; entre los principales fósiles se encuentran, en orden de abundancia: Briozoos, 2. Fósiles devónicos de Floresta ROYO Y GÓMEZ, J., Braquiópodos, Crinoides, Corolarios, Moluscos y Trilobites. Estas especies (Departamento de Boyacá) 1942 tienen afinidad con una fauna de tipo boreal y se considera que la edad de la formación es Devónico Medio. 3. Informe geológico sobre los yacimientos Elaboración del mapa Paipa-Sogamoso-Paz de Rio-Sativanorte, a escala ALVARADO, B.; de hierro, carbón y caliza de la región de Paz 1:100.000. SARMIENTO, R., 1944 de Río, Departamento de Boyacá 4. Reconocimiento geológico del área Estudio geológico del área con énfasis en el complejo metamórfico y en las comprendida entre los municipios de Belén, Formaciones Floresta, Cuche y Girón. BOTERO, G., 1946 Cerinza, Floresta, Nobsa y Santa Rosa de Viterbo, Depto. de Boyacá. Reporta en la Formación Une una fauna que indicaría una edad de 5. El Jurásico e Infracretácico BÜRGL, H., 1957 Cenomaniano. Cartografía a escala 1:10.000, donde se delimitan las unidades cristalinas, se 6. Geología del Macizo de Floresta CEDIEL, F., 1969 subdivide la Formación Floresta y se distinguen facies fluviátiles y lacustres en la Formación Girón. Determinaron que la edad del stock de Chuscales es de 471 ± 22 m.a., lo que 7. Intrusivos ácidos Ordovícicos y post – ULLOA, C. Y permite inferir que las Cuarcitas y Filitas de Chuscales sufrieron Devónicos en la Floresta (Boyacá) RODRÍGUEZ, G. I., 1982 metamorfismo regional en el Proterozoico. 8. Contribución al conocimiento de las Realizaron estudios estratigráficos de las unidades Paleozoicas del área y las Unidades Paleozoicas del área de Floresta MOJICA, J.; discordancias presentes. Dividen a la Formación Cuche en dos miembros. (Cordillera Oriental Colombiana, VILLARROEL, C., 1984 Departamento de Boyacá) y en especial al de la Formación Cuche. Informe técnico de la geología de los alrededores del Macizo de Floresta con 9. Estudio geológico de la región de énfasis en la estratigrafía de las rocas Cretácico-Terciarias, se analizan la Duitama-Sogamoso-Paz de Rió. Biblioteca de REYES, I., 1984 amplitud y características de las discordancias y la evolución tectónica del la UPTC-Sogamoso. área. Se hace énfasis en la geología económica en la región (hierro, caliza y carbón).

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10. Informe de comisión de campo Macizo Informe técnico interno en el que se estudia particularmente las rocas de Floresta. INGEOMINAS, Informe SOTELO, C. I., 1997 metamórficas y se determina la presencia de migmatitas. preliminar.

Asciende al rango de formación la unidad Filitas y Esquistos de Busbanzá y 11. Fascículo Esquistos y Filitas de Busbanzá JIMÉNEZ, D., 2000 define dos miembros cartografiables, uno inferior que denominó Esquistos de Informe interno, INGEOMINAS Otengá y otro superior Filitas de Ometá. Mapa geológico a escala 1:100.000 con memoria explicativa donde se ULLOA, C. Y 12. Mapa Geológico de la Plancha 172, Paz estudian las rocas cristalinas en un contexto regional y se dividen las rocas RODRÍGUEZ, E Y de Río, y Memoria Técnica, INGEOMINAS metamórficas y se localizan y dividen las rocas ígneas, se cuenta con RODRÍGUEZ, G. 2003 información sobre una datación. 13. Devonian plants from Colombia: Análisis estratigráficos de las rocas Devónicas en el macizo de Floresta, Geologic framework and Paleogeographic correspondientes a una fase transgresiva registrada en los Andes del Norte implications. Thesis presented in fulfilment entre el Emsiano y el Carbonífero más inferior. MORENO, M., 2004 for the degree of Doctor in Sciences, Service En especial provee una descripción morfológica de los restos de plantas de Paléontologie Végétale. Université de fósiles Devónicas y establece correlaciones en Colombia y a nivel global para Liege. esa edad. AYALA, R., VELOZA, G., El estudio presenta una descripción litológica y estructural generalizada de 14. Paleomagnetismo y mineralogía BAYONA, G., GÓMEZ, cada una las Formaciones Girón y Tibasosa en el macizo de Floresta, magnética en las unidades del mesozoico de M., RAPALONI, A., determina la composición magnética y mineralógica. Concluyen que la Bucaramanga y macizo de Floresta. CONSTANZO, V., Formación Girón presenta mineralogía magnética correspondiente a hematita

CORTÉZ, M., 2005 y magnetita. 15. Interpretacion de transcurrencia de las Sugiere una tectónica transpresiva para la zona axial de la Cordillera fallas Soapaga y Boyaca a partir de imágenes Oriental, a partir de la identificación de estructuras indicadoras de fallamiento VELANDÍA, F., 2005 lan-sat, proyecto de geodinámica. de rumbo, asociadas con las fallas de Soapaga y Boyacá. INGEOMINAS. 16. Early Jurassic rift structures associated Realizan un análisis del comportamiento estructural de las Fallas de Soapaga with the Soapaga and Boyaca´ faults of the y Boyacá durante el Jurásico y su relación con los depósitos de relleno de las KAMMER, A., SÁNCHEZ, Eastern Cordillera, Colombia: cuencas de rift. J., 2006 Sedimentological inferences and regional implications.

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2. ESTRATIGRAFÍA

En el macizo de Floresta afloran rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias. Las rocas metamórficas e ígneas constituyen el núcleo y forman parte de un antiguo basamento, de edad Cámbrico-Ordovícica, el cual está discordantemente cubierto por rocas sedimentarias y meta-sedimentarias, que oscilan en un rango de edades, desde el Devónico (formaciones Tíbet y Floresta) hasta el Cretácico (formación Une). (Figura 2).

Las rocas metamórficas representan el 18% (45 Km2) del total del área estudiada (250 Km2), litológicamente están compuestas por filitas, esquistos y neis, de protolitos pelíticos de edad Mesoproterozoica?, que fueron afectados durante el Neoproterozoico ó Cámbrico inicial? por un primer evento de metamorfismo regional de baja P/T (Presión/Temperatura) y en el Ordovícico tardío por un segundo evento de metamorfismo de contacto relacionado con una serie de intrusiones graníticas sintectónicas; las edades son propuestas en, Ulloa et al, (2003).

Las rocas ígneas, conforman un stock, de composición granítica, de edad Ordovícica, que intruyó a las rocas metamórficas (Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá) y afloran en dos sectores, uno oriental, en contacto fallado con la unidad Jurásica (Formación Girón) principalmente, y uno occidental en contacto discordante con las unidades Devónicas (Formaciones Tibet y Floresta). Cartográficamente ocupan el 9% (23 Km2) del área total.

Las rocas sedimentarias están en los costados oriental y occidental del área de estudio, conformando los flancos del anticlinal de Floresta; al oriente se presentan como franjas delgadas, en donde afloran en especial rocas de edad jurásica y cretácica, y el límite es la Falla de Soapaga; mientras que al occidente tienen una mayor extensión, especialmente a los alrededores del Municipio de Floresta, en donde se presentan rocas Devónicas. En total las unidades sedimentarias son el 73% (182 Km2) del área total.

En las rocas metamórficas se evalúo el metamorfismo a través de las facies y paragénesis mineralógica. En las rocas ígneas se determinó la correlación mineralógica de los cuerpos intrusivos aflorantes, además de la identificación de procesos de cataclasis.

En este proyecto se utilizó la nomenclatura estratigráfica de la Plancha 172-Paz de Río (Ulloa et al, 1998) ajustada con los resultados del presente estudio y las abreviaturas de edades según la International Stratigraphic Chart (IUGS). La descripción de las unidades, se presentan en orden cronoestratigráfico.

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FIGURA 2. Columna estratigráfica general, levantada en el área de estudio.

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2.1 FORMACIÓN FILITAS Y ESQUISTOS DE BUSBANZÁ (P3?efb)

Esta unidad aflora en la parte oriental del área de estudio, entre Beteitiva y Floresta, extendiéndose en una franja de dirección SW-NE, desde la Vereda El Potrero en el municipio de Floresta hasta la Quebrada Soiquía en la inspección de Policía de Otengá; en la parte sur alcanza un ancho aproximado de 3,6 Km el cual disminuye gradualmente a 2 Km al norte. Al oriente y occidente se encuentra en contacto intrusivo con rocas graníticas, denominadas en conjunto como el Stock de Otengá. Al occidente y norte está en contacto discordante con la Formación Tibet.

La Formación se encuentra muy replegada, la foliación cambia de dirección e inclinación constantemente, la base de la unidad no es identificable y el techo se encuentra en contacto discordante con la Formación Tibet, por lo que su espesor real no es posible obtenerse. En (Jiménez, 2000), se presenta un espesor de 890m mediante cortes geológicos.

Litológicamente en el área, está constituida por esquistos cuarzomicáceos intercalados por filitas cuarzo-sericíticas y localmente paraneis con cuarzo-moscovita-biotita-andalucita; en los esquistos y paraneis ha sido sobreimpuesto texturas porfiroblásticas del metamorfismo de contacto y corneanas se han generado.

El conjunto de rocas de esta formación, está muy meteorizado, la sección más representativa de la unidad se levantó en la vía que conduce del Municipio de Beteitiva al Municipio de Floresta, pasando por el Cerro El Montero y en la vía que de la vereda Ometá conduce a la vereda Tonemí. (Figura 3, Anexos 3, 4, 5 y 6).

FIGURA 3. Panorámica del área en donde se observa la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá (P3?efb) y el miembro Neis de Quebradas (P3?nq), en contacto intrusivo con los stocks graníticos (Oso), sobre los que están discordantemente las Formaciones Tibet y Floresta (D1d3t y D2f). Nótese la morfología de lomas alargadas peniplanizadas por actividad agrícola en P3?efb.

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Morfológicamente la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá es montañosa y conforma una serie de colinas denudativas fluvío-gravitacionales, con un relieve que varía desde mediano a fuerte y ramales extensos a modo de lomas alargadas, en las cuales se puede apreciar una intensa erosión laminar, en surcos y concentrada en cárcavas debido a la meteorización de las rocas; su vegetación es escasa, pastos, rastrojos y algunos arbustos es lo predominante. (Figura 3).

En el presente estudio, se subdivide la Formación, en un miembro inferior, denominado Neis de Quebradas, cartografiado a escala 1:25.000 (Anexo 1, mapa geológico); la división propuesta por Jiménez (2000), en los miembros Filitas de Ometá y Esquistos de Otengá, no se adopta por no ser diferenciables en la sección tipo, de la vía que del municipio de Busbanzá conduce al municipio de Floresta.

2.1.1 Litología En esta unidad el metamorfismo regional de rocas pelíticas, de menor a mayor grado metamórfico, resultó en el desarrollo de rocas foliadas, como: 1. Filitas de cuarzo-sericita, 2. Esquistos de cuarzo y moscovita, 3. Esquistos de cuarzo, moscovita y biotita, y 4. Paraneis de cuarzo-biotita-andalucita. (Tabla 4).

Sobre las rocas del metamorfismo regional, intrusiones someras graníticas generaron metamorfismo de contacto, desarrollando texturas por recristalización y formación de nuevos minerales y con ello de rocas, como: 1. Esquistos mosqueados, 2. Corneanas de biotita-cordierita, 3. Corneanas de biotita-andalucita y 4. Corneanas de sillimanita. (Tabla 4).

Filitas. Las mejores exposiciones están en la vereda Horno y Vivas en cercanías a la Escuela San Luis; en la vía que del municipio de Beteitiva conduce al municipio de Floresta, a lo largo de las quebradas Zanjón y El Arenal en la Vereda de Cucuacón, y en el sector “El Pantano” de la Vereda Soiquía.

Las filitas se encuentran muy meteorizadas con coloraciones amarillentas por el contenido de óxidos de hierro (limonita), algunas mejor preservadas son de coloraciones grisáceas y verdosas. En la carretera de Busbanzá-Floresta no fueron identificadas, por lo que no fueron cartografiables como el miembro Filitas de Ometá, propuesto por, Jiménez (2000) y Ulloa et al, (2003).

Las filitas se reconocieron de los esquistos por el tamaño de grano, muy fino (0,01 a 0,1 mm) para las filitas, y de grano fino ó mayores (0,1 mm) para los esquistos. En muestra de mano el grado de meteorización de las rocas dificultó su reconocimiento, por la pérdida de la compactación, foliación y brillo sobre los planos de clivaje.

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TABLA 4. Clasificación y mineralogía de la Formación Esquistos y Filitas de Busbanzá en el área de estudio (análisis petrográficos).

o Metamorfismo

tita cita

N . Muestra Clasificación nita

rita

(%)

( (%) (%) (%) (%) (%) (%) nita (%) lina

- -

Facies metamórfica vita

Biotita +Limo Circón

Magne Clorita Goethit

Cuarzo

Sillima

Andalu

Turma

Mosco Sericita Cordie Regional OG-O42(CP) Filita de cuarzo-sericita 75 20 - - - - 5 - - TR TR Esquistos verdes-Clorita Regional 172-I-D-1-OG-017-GR Filita de sericita-cuarzo 20 65 - - - - 5 10 - - - Esquistos verdes-Clorita Regional OG-O55(CP) Filita de sericita-cuarzo 20 60 - - - - - 20 - - - Esquistos verdes-Clorita Regional OG-O55-P Filita de sericita-cuarzo 35 60 - - - - 3 2 - - - Esquistos verdes-Clorita Regional 172-I-C-4-JP012-GR Esquisto de moscovita-cuarzo 30 60 - - - - - 18 - - - Esquistos verdes-Clorita Regional Esquistos de moscovita-clorita- OG-026-P 30 55 - - - - 3 10 2 - - Esquistos verdes-Clorita cuarzo Regional y Contacto Esquisto de moscovita con JP-142-P 10 75 - - - - 15 - - - - Hornfelsa Albita-Epidota porfiroblastos de sericita Regional y Contacto Esquistos de moscovita con OG-056-P 4 88 - - - - 7 1 Hornfelsa-Hornblenda porfiroblastos de sercita Regional Esquistos de moscovita-biotita- OG-040-P 20 49 25 - - - 5 1 - TR TR Esquistos verdes-Biotita cuarzo Regional y Contacto Esquisto de moscovita con 172-III-A-2-JP008-GR 9 65 10 10 - - 1 5 - - - Hornfelsa-Hornblenda porfiroblastos de cordierita Regional y Contacto Esquisto de moscovita-biotita- 172-III-A-2-JP006-GR 22 58 10 5 - - 5 - - - TR Hornfelsa-Hornblenda. cordierita Regional y Contacto Esquisto de moscovita con JP-018(CP) 20 51 - - 4 - - 25 - - - Hornfelsa-Piroxeno porfiroblastos de andalucita Regional y Contacto Esquisto de moscovita-biotita- OG-029 (CP) 14 20 20 15 30 - 1 - - - - B Hornfelsa-Piróxeno andalucita-cordierita Regional Paraneis cuarzo-moscovita-biotita- JP-203-P 60 15 10 - 7 - 8 - - - TR Anfibolita-Andalucita andalucita Regional Paraneis de biotita-cuarzo- OG-083-P 20 15 40 7 15 - 2 1 - - - Anfibolita-Andalucita moscovita- andalucita cordierita Regional y Contacto Paraneis de cuarzo-moscovita 172-I-D-3- JP013-GR 27 25 25 21 - 2 - - TR TR Hornfelsa-Piroxeno biotita-andalucita Contacto Corneana de moscovita-cordierita- OG-014-P 10 49 4 30 - - 6 1 - - - Hornfelsa-Hornblenda biotita Contacto Corneana de moscovita-biotita- OG-001(CP) 8 76 10 - 5 - 1 - - - - Corneana Piróxeno andalucita Contacto Corneana de moscovita-cordierita- OG-009(CP) 10 25 20 20 15 - 2 8 - - - Hornfelsa-Piróxeno biotita-andalucita Contacto Corneana de biotita-cordierita- OG-033 (CP) 3 22 35 22 15 - 1 2 - - - A Hornfelsa-Piróxeno moscovita-andalucita Contacto Corneana de sillimanita-biotita- OG-020-P 20 - 20 - - 48 2 10 - - - Hornfelsa-Piróxeno cuarzo

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Mineralógicamente están compuestas por sericita y cuarzo, con magnetita en contenidos menores al 5%, la cual se presenta en láminas plano paralelas continuas. Texturalmente son granolepidoblásticas, de grano muy fino. Figura 4.

Esquistos cuarzomicáceos. El mejor afloramiento se encontró, en la vía que del municipio de Beteitiva conduce al Cerro Montero. Mineralógicamente están compuestos por moscovita-cuarzo-clorita-biotita y magnetita (hasta un 15%), son comunes las texturas lepidoblásticas, menor granolepidoblásticas, con tamaños de grano de 0,05 a 0,25 mm. Figura 4. Escasos son los afloramientos de esquistos sin porfiroblastos.

Esquistos con porfiroblastos. Es común la presencia de pórfiroblastos de colores negros y verdosos en tamaños de hasta 5 mm de diámetro en los esquistos. Los porfiroblastos corresponden mineralógicamente con agregados de biotita, a mayor grado metamórfico aparece la cordierita y posteriormente la andalucita, estos dos últimos son pseudomorfos, representando reemplazamiento de un mineral por otro, conservando la forma del mineral original, algunas veces con re-hidratación a finos agregados dominados por sericita (retrogradación).

La cordierita forma cristales equidimensionales con bordes irregulares y numerosas inclusiones, en éste caso de biotita, moscovita y magnetita (Figura 5-B-4). Las inclusiones de biotita y moscovita en algunos casos conservan la orientación de la foliación original de los esquistos, esto indica que el crecimiento de los cristales de cordierita envolvió las micas alineadas que crecieron durante el evento temprano regional. Esto es una excelente evidencia textural de la sobreimposición del metamorfismo de contacto en el regional.

Los cristales de andalucita comúnmente tienen inclusiones de cordierita, moscovita, biotita y magnetita. A mayor grado metamórfico las inclusiones de cordierita y moscovita son menores y mayor es la asociación con biotita.

En algunos esquistos se preservan relictos de la estratificación sedimentaria, constituida por capas de arenita alternada por capas de lodolitas, en donde producto del metamorfismo, los minerales arcillosos se transformaron en moscovitas y crecieron en sentido contrario a la estratificación. Adicionalmente láminas de óxidos de hierro fueron reducidos a magnetita (muestra JP-142-P).

Neis. En el área se identificaron paraneis en la vereda Quebradas y en el cerro Cruz de Piedra, vereda Cucuacón, al noroccidente del municipio de Busbanzá. Los afloramientos exhiben coloraciones amarillentas por la meteorización, la roca es dura y se observa fracturada, en ocasiones presenta diques de granito (Figura 5). En la Formación, la presencia de los neis, morfológicamente se distingue por presentar altos topográficos, es el caso del Cerro Cruz de Piedra, donde fueron cartografiables y propuestos en éste estudio como Miembro Neis de Quebradas de la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá.

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FIGURA 4. A. Filitas (OG-055-CP; 1.142.317 N, 1.133.307 E). B. Esquisto de moscovita- biotita-cuarzo (OG-040-P; 1.143.344 N, 1.132.793 E). C. Esquistos de moscovita con porfiroblastos (OG-029-B-CP; 1.142.765 N, 1.134.504 E). A-1. Afloramiento filitas en la vía que de Beteitiva conduce a la Vereda Cucuacón. A-2 Composición de cuarzo (Qtz) y sericita (Ser), opacos corresponden con magnetita, granulometría muy fina (0,01 – 0,04 mm). B-1. Afloramiento en cercanías a la quebrada La Puente, vereda de Otengá, nótese el replegamiento. B-2. Textura lepidoblástica de moscovita y biotita orientadas. C-1. Esquisto con 40% de porfiroblastos de color grisáceo. C-2. Los pórfiros son agregados de biotita (Bt). 27

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FIGURA 5. A. Paraneis (JP-203-P; 1.138.670 N, 1.132.844 E) , B. Paraneis (OG-083-P; 1.142.738 N, 1.134.298 E) A-1. Afloramiento en la vereda Quebradas al NW de Busbanzá. A-2. Banda de moscovita-biotita-andalucita en el medio, arriba y abajo se observa cuarzo. B-1. Afloramiento en el cerro Cruz de Piedra, roca muy dura. B-2. Bandas claras alternadas con bandas oscuras. B-3. En las bandas oscuras predomina la biotita (Bt) con porfiroblastos. B-4. Los porfiroblastos son en su mayoría de cordierita (Crd). 28

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Los Neis fueron descritos petrográficamente, presentan micro-estructura néisica, los minerales no muestran orientación, las bandas claras son de predominancia cuarzosa, alternadas con bandas oscuras de composición moscovita-biotita-andalucita-cordierita. En la vereda Quebradas, la andalucita está asociada con biotita y magnetita. En el neis del Cerro Cruz de Piedra, la cordierita se presenta en las bandas oscuras, el grano es más fino que el Neis de Quebradas. Producto de un posterior metamorfismo de contacto se generaron pórfiros compuestos por agregados de biotita rodeados por andalucita. Magnetita está presente hasta en un 10%. Figura 5.

Corneanas. Aparecen en cercanía al stock y en xenolitos. Se observaron en los Cerros Cruz de Piedra y Vara Carga. Representan el metamorfismo de contacto de más alto grado, mineralógicamente están compuestas por cuarzo-moscovita-biotita-andalucita-cordierita- sillimanita. Figura 6.

FIGURA 6. A. Corneana de estructura masiva, roca muy dura (OG-014-P; 1.142.581 N, 1.134.159 E), B. Corneana de moscovita (Ms) y cordierita (Crd). C. Corneana de sillimanita (OG- 020-P; 1.142.204 N, 1.131.529 E), afloramiento en la vía que de la Escuela la Chapa conduce a Cerro Montero, nótese el xenolito de roca metamórfica. D. Corneana compuesta por sillimanita (Sil) con hábito fibroso y tabular, menor biotita (Bt).

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2.1.2 Secciones estratigráficas levantadas. El levantamiento estratigráfico de la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá, fue difícil por el replegamiento, fracturamiento y meteorización que presentan sus rocas. Cuatro secciones fueron descritas. La descripción se apoyó en análisis petrográficos. Anexos 3 a 8. La base de la unidad no es identificable y el techo se encuentra en contacto discordante con la Formación Tibet, por lo que su espesor real no es posible obtenerse. Se levantaron secciones con espesores entre 647 m y 1486 m, los cuales presentan repeticiones de la sucesión litológica debido al replegamiento.

En algunas secciones es frecuente la presencia de apófisis ígneas, asociada a las cuales se presentó rocas con porfiroblastos de cordierita-andalucita por metamorfismo de contacto. Adicionalmente producto de la meteorización se presentan suelos, en donde se perdió la compactación y textura de la roca original.

Sección 1, Vía que conduce de la Escuela Buntía al Cerro Vara Carga. Se levantó en dirección este-oeste, partiendo del contacto del Stock de Otengá en su franja oriental con el conjunto metamórfico, consiste en una sucesión en donde predominan los esquistos de moscovita, replegados y meteorizados, en la base presenta corneanas de moscovita-biotita- andalucita con porfiroblastos de hasta 5mm de diámetro, y en la parte intermedia apófisis de rocas ígneas graníticas, terminando en el techo con cataclasitas, indicadoras de zona de falla. Figura 7.

Sección 2, Cerro Cruz de Piedra. Sucesión compuesta por esquistos y filitas con porfiroblastos de biotita, cordierita y andalucita, interestratificados con corneanas y neis en menor proporción. Corresponde con un alto topográfico, en donde la unidad ha sido levantada y rocas formadas a mayor profundidad, como los neis, han sido expuestas. Figura 7.

Sección 3, Vía que conduce a la Escuela La Chapa. Sucesión monótona compuesta predominantemente por filitas, con laminación planar a ondulada de minerales de magnetita, frecuentemente oxidados a goethita y limonita, localmente con porfiroblastos de cordierita. Figura 7.

Sección 4, Vía que conduce de la Vereda Ometá a la Vereda Tonemí. Los afloramientos se hallan fuertemente fracturados y meteorizados, presentando coloraciones amarillo rojizas, grises y rojo grisáceo, de ellos resaltan las fracturas rellenas de cuarzo lechoso que alcanzan espesores de hasta de 60 cm.

La sección está compuesta de esquistos de moscovita y cuarzo, de grano fino, con frecuentes interestratificaciones de esquistos con porfiroblastos de cordierita y menor de andalucita, localmente presentan fenómenos de cataclasis hacia el techo.

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Esta sección es correlacionable con la sección 1, porque comienza en el contacto con el stock de Otengá, en su franja oriental.

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FIGURA 7. Columnas estratigráficas levantadas en la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá.

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FIGURA 8. Secciones levantadas en la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá.

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2.1.3 Metamorfismo. En ésta unidad el polimetamorfismo es evidente en metapelitas, en donde en una primera fase de metamorfismo orogénico regional tipo Bunchan, de baja P/T (Presión/Temperatura), se desarrollaron filitas, esquistos y paraneis; y efectos de una fase posterior de metamorfismo de contacto se formaron corneanas; y aún el dinámico por cataclasis está presente en algunas rocas.

Las filitas y esquistos de Busbanzá han sido intruídas por cuerpos graníticos. Las intrusiones son someras y el efecto del contacto fue sobreimpuesto sobre una primera fase de metamorfismo orogénico regional de bajo grado, durante el cual las rocas pelíticas fueron metamorfizadas a filitas y esquistos de moscovita. Efectos de una fase posterior de metamorfismo de contacto son la presencia de porfiroblastos de cordierita de hasta 5 mm de diámetro en los esquistos, al mismo tiempo se observa un ligero aumento en el tamaño grano de los minerales y disminución de la foliación en la roca encontrándose corneanas.

Las variaciones mineralógicas y texturales observadas en metapelitas proveen información acerca de las condiciones de presión y temperatura presentadas en la unidad. Minerales como cordierita y andalucita son marcadores de alta temperatura (450 a 550ºC) y baja presión (˂0,2 GPa) (Winter, 2001). Aspectos texturales, como forma y tamaño de los minerales sirvió de estimación del grado metamórfico, entre más grandes y euhedrales fueran los minerales, más alto grado metamórfico significó.

Los porfiroblastos de andalucita, generalmente presentan textura poiquiloblástica con inclusiones de biotita, la cual hace parte también de la matriz, lo que presupone están relacionados con el proceso de cristalización del hospedador. También presentan sericita la cual es producto de metamorfismo retrogresivo. Adicionalmente algunos presentan inclusiones de cordierita, la cual no está en la matriz y son relictos, tratándose del resto de un cristal anterior, reemplazamientos pseudomórficos.

Aureolas de metamorfismo de contacto no fueron cartografiables, rocas de metamorfismo de contacto de alto grado como corneanas, se identificaron al este y oeste en contacto con el stock, e inclusive en el centro de la unidad metamórfica (Cerro Cruz de Piedra). Estas corneanas y algunas apófisis de rocas ígneas dentro de la unidad permitieron inferir que las franjas este y oeste están conectadas en un solo cuerpo intrusivo, a poca profundidad.

En las secciones levantadas isogradas fueron reconocibles, la primera asociada con la formación de biotita-moscovita, cerca a los 440ºC. Como incrementa el grado metamórfico aparece la segunda marcada por la aparición de cordierita, la cual ocurre entre 450ºC y 500ºC en la facies Hornfelsa-hornblenda (Winter, 2001), éste mineral distingue a las metapelitas de baja presión de las de alta presión. El rango de composición de la cordierita se expande hacia composiciones más ricas en hierro como la asociación andalucita-clorita- cordierita, pertenecientes a la facies Hornfelsa-piróxeno (Winter, 2001). Estos minerales de

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metamorfismo de contacto son generalmente gruesos y menos orientados que los finos filosilicatos encontrados fuera de la aureola.

Anatexis puede acompañar las isogradas de alto grado, como la de Sillimanita. Parcial fusión de rocas pelíticas pueden ocurrir a temperaturas bajas de 650ºC, si el agua está disponible. Los cuerpos graníticos comúnmente intruyen de 700 a 800ºC, Winter (2001).

2.1.4 Estudios anteriores, correlación y edad Las rocas metamórficas en el área han sido estudiadas por varios autores, como: Botero, 1950; Cediel, 1969; Mojica & Villarroel, 1984; Jiménez, 2000; Ulloa et al, 2003; pero es Jiménez, 2000, quien propone oficialmente la denominación de Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá, para una secuencia con un espesor aproximado de 890 m, constituida de filitas con intercalaciones menores de metareniscas y cuarcitas, que gradan a esquistos cuarzomicáceos, y cuya localidad tipo se encuentra en la carretera que conduce del Municipio de Busbanzá a Floresta.

A través de los estudios realizados por los diferentes autores, existen concordancias litológicas en lo descrito en el área, en general se reconocen neis, esquistos y filitas. Adicionalmente Sotelo (1997) y Ulloa et al. (2003), reconocen un ortoneis de composición cuarzo feldespático horbléndico aflorante a lo largo de la quebrada Buntía dentro del cuerpo intrusivo. Figura 9.

Jiménez (2000), definió la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá, dividida en dos miembros cartografíales, Esquistos de Otengá y Filitas de Ometá, cuya diferenciación la hizo con base en el tamaño de grano, en donde relaciona: “La unidad, hacia la parte oriental, es de grano más fino, se puede reconocer el Miembro Filitas de Ometá”. Presenta dos secciones levantadas, entre ellas una es la sección tipo y el análisis petrográfico de secciones delgadas.

Ulloa et al. (2003), diferenció tres unidades, el ortoneis de Buntía de acuerdo con Sotelo, 1997, las Filitas y Esquistos de Busbanzá con base en Jiménez, 2000 y las Cuarcitas y Filitas de Chuscales. En este informe de Ulloa, se relacionan secciones levantadas y análisis petrográficos de Jiménez, 2000. La edad propuesta para el protolito de la unidad es Mesoproterozoica?, para el metamorfismo regional que afectó al protolito es Neoproterozoico ó Cámbrico inicial y para el metamorfismo de contacto por las intrusiones de stocks graníticos es Ordovícico tardío.

El neis de Buntía propuesto por Sotelo (1997), no fue reconocible, sin embargo en la zona donde fueron cartografiados por Ulloa et al. (2003), plancha 172-Paz de Río, en las márgenes de la quebrada de Buntía, en éste estudio las muestras colectadas en esa área fueron clasificadas petrográficamente como granitos algunos deformados generando protocataclásitas y neis augen de metamorfismo dinámico (JP-275 y JP-276).

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FIGURA 9. Correlación de las divisiones de las rocas metamórficas propuestas por diferentes autores en el área de estudio.

La Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá es correlacionable con la Formación Silgará, aflorante en la región central del Macizo de Santander, descrita por Ward et al. (1973); Castellanos et al. (2008); ambas unidades se encuentran intruídas por graníticos Ordovícicos y cubiertas discordantemente por rocas sedimentarias Devónicas.

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2.2 STOCK DE OTENGÁ (Oso)

En el sector oriental del área afloran rocas intrusivas de composición granítica, cartografiadas como el Stock de Otengá en el presente estudio. Este cuerpo ígneo se observó intruyendo a la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá y en contacto discordante con unidades devónicas y jurásicas (Formaciones Tibet, Floresta y Girón).

El stock de Otengá aflora en franjas alargadas irregulares: una, al occidente, de 5,7 Km de largo por 1,5 Km de ancho en su parte más amplia, se extiende desde la vereda Ometá hasta el sector El Pino, de la vereda Punto Quesera; otra, al oriente, desde la Vereda Tonemí pasando por la vereda Cusagota, hasta el alto “El Chulo” en la Vereda Divaquía, con un ancho que varía de 2,5 Km en el “Alto el Chulo” a 0,3 Km en el sector “Puente Sequía” de la vereda Soiquía. Figura 10.

FIGURA 10. Cartografía del stock de Otengá (Oso) en el área de estudio y distribución de las muestras analizadas petrográficamente.

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2.2.1 Litología Son escasos los afloramientos en los que se encuentra roca fresca, las mejores exposiciones se observaron en cercanías al Alto El Chulo, en el sector Guanova, al nororiente del municipio de Busbanzá, y en el camino de Blanquiscal, entre las Veredas de Ometá y Otengá; en éstos sectores la roca es de composición granítica, muy compacta, exhibe coloraciones que varían de gris muy claro a naranja muy pálido, su estructura es masiva y presenta fracturas en diferentes direcciones rellenas por cuarzo.

El stock de Otengá corresponde con rocas graníticas leucocráticas (máficos-7%), clasificadas con base en Streckeisen, 1976, como: Granitos de feldespatos alcalinos, Sienogranitos, y menor Monzogranitos; algunos con alto grado de alteración de los feldespatos, especialmente de la plagioclasa a sericita, se denominaron como Granitos alterados. En los bordes de la franja Oriental procesos de cataclasis y milonitización fueron identificados. Figura 11 y Tablas 5 y 6.

FIGURA 11. Clasificación de las rocas del stock de Otengá, basado en Streckeisen, 1976.

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TABLA 5. Resultados petrográficos realizados en el Stock de Otengá, franja Oriental.

N . de muestra

- - -

- - - -

2 2 2

- - -

1 1 1 1

P P P

GR GR GR GR

- - - -

GR GR G

- - - -

A A A

- - -

D D D

- - - -

097

I I I I

276 159 275

278

- - - -

003 005 015 002

III III III

- - -

009 010

007

- - - -

- - -

JP JP JP

Minerales OG

172 172 172 172

JP JP JP

OG OG 172 172 172 OG OG

Cuarzo 31 40 37 23 45 38 48 45 40 20 20 38 Ortoclasa 35 10 37 31 31 25 34 30 30 55 35 34 Andesina-Labradorita 26 8 13 17 5 Microclina 5 35 11 7 3 5 Biotita 4 7 Clorita 20 18 Moscovita 2 2 TR 1 TR 2 10 7 20 Sericita TR 37 1 15 18 5 10 15 Adularia (venas) 20 2 Circón TR TR TR TR TR TR Apatito TR Rutilo TR 1 1 Epidota TR Magnetita 1 3 Opacos 1 TR Goethita+limonita 2 1 8 3 1 20 3 Cuarzo (Q) 32 43 38 38 57 60 59 60 46 25 64 49 Feldespatos Alcalinos (A) 42 48 49 62 43 40 41 40 34 75 36 44 Plagioclasas (P) 26 9 13 - - - - - 20 - - 7 Porfirofanerí Porfirofanerí Porfirofanerí Textura general Fanerítica Fanerítica Aplitica Fanerítica Cataclástica Cataclástica Cataclástica Cataclástica Milonítica tica tica tica Granito de Granito de Granito de Granito de Granito de Granito de Clasificación Monzograni- Granito Monzograni- Sienogranito Sienogranito Feldespato Feldespato Feldespato Feldespato Feldespato Feldespato Sienogranito to Alterado to Streckeisen, 1976 Alcalino Alcalino Alcalino Alcalino Alcalino Alcalino

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TABLA 6. Resultados análisis petrográficos en el Stock de Otengá, franja Occidental.

No. de muestra 172-I-C-2- OG-024-P OG-034-P OG-042-P OG-086-P OG-096-P Minerales OG-014-GR Cuarzo 54 30 43 45 39 37 Ortoclasa 1 50 10 44 38 Plagioclasa (And.-Labr.) 12 15 Microclina 1 3 Anortoclasa 3 Biotita 3 Clorita TR X Moscovita 4 4 2 1 4 TR Sericita 38 10 52 41 Circón TR TR TR TR Rutilo TR TR 1 Epidota 2 TR Caolinita TR Adularia TR Magnetita TR TR 1 Opacos 1 Goethita+limonita 1 5 3 2 Cuarzo (Q) 37 41 39 Feldespatos Alcalinos 63 46 46 (A) Plagioclasas (P) - 13 15 Textura general Cataclástica Cataclástica Fanerítica Fanerítica Fanerítica Porfirofanerítica Clasificación Granito de Granito Granito - Feldespato Sienogranito Sienogranito Streckeisen, 1976 Alcalino alterado alterado

Se propone la denominación de Stock de Otengá para las franjas aflorantes en el área, por no encontrarse diferencias mineralógicas, texturales y de relaciones con las unidades adyacentes; franjas antes separadas por Ulloa et al. (2003), como Stock de Otengá a la franja oriental y Stock de Chuscales para la franja occidental.

Las franjas Occidental y Oriental, mineralógicamente están compuestas por ortoclasa, microclina y cuarzo, en menor proporción está la plagioclasa, del tipo Andesina- Labradorita, moscovita, y biotita; como accesorios (1%) están el rutilo, circón, opacos (magnetita) y apatito; minerales de alteración son la clorita, sericita, caolinita y epidota; y de introducción adularía y óxidos de hierro (gohetita). Figura 12.

Los granitos presentan texturas faneríticas y porfirofaneríticas, hipidiomórficas y alotriomórficas, la ortoclasa y microclina son los fenocristales, raras veces la plagioclasa. Son comunes texturas pertíticas y mirmequíticas. Minerales máficos (biotita y opacos) son menores al 7%.

El cuarzo generalmente presenta extinción ondulante, migración de bordes de grano y textura de mosaico, se observa policristalino por recristalización dinámica. La ortoclasa y microclina poseen fracturas y alteración a sericita. La plagioclasa es la que mayor grado de alteración a sericita tiene y algunas veces fracturas son comunes generando dislocaciones de los planos de macla.

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FIGURA 12. Sienogranitos. A. Franja Oriental (172-I-D-1-OG-005-GR; 1.145.584 N, 1.136.527 E). B. Franja occidental (OG-086-P; 1.142.980 N, 1.131.553 E). A-1. Afloramiento del stock de Otengá (Oso) en contacto discordante con la Formación Girón (J3g). A-2. Microfotografía en nicoles paralelos. A-3. Nótese los fenocristales de ortoclasa (Or) y plagioclasa (Pl), el cuarzo (Qtz) está en la matriz. B-1. Afloramiento en el camino de Blanquiscal, cerca a la quebrada La Puente, granito muy meteorizado. B-2. Microfotografía en nicoles paralelos. B-3. Nótese el cuarzo (Qtz) en mosaico, la ortoclasa (Or) fracturada y la plagioclasa (Pl) alterada.

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El stock de Otengá intruye la Formación Esquistos y Filitas de Busbanzá, evidencias son las apófisis que se observan dentro de los esquistos, el metamorfismo de contacto que ha generado y los xenolitos dentro del stock. Figura 13.

El borde oriental del stock, está en contacto discordante con la Formación Girón; en sectores como El Cerro La Mesa, sobre la vía que de la Vereda Tonemí conduce a Corrales, granitos aplíticos con frecuentes fracturas menores a 1 cm, rellenas de adularias, están por debajo de los conglomerados oligomícticos de la F. Girón. Figura 13.

El contacto con la Formación Tibet y Floresta es discordante, en algunos sectores cubren completamente al ígneo, el cual es observable solo en los afloramientos, porque en planta están cartografiadas las unidades sedimentarias (Estación OG-024).

Es de anotar que en el borde oriental del stock, sector Vega Grande, granitos con cataclasis se ponen en contacto con lodolitas de la Formación Floresta, las cuales no presentan ninguna característica de metamorfismo de contacto, ni de cataclasis, lo que sugiere que fallas paleozoicas pre-devónicas, afectaron al intrusivo, exponiendo en superficie cataclasitas y milonitas, estas últimas formadas a profundidades de 10 a 15 Km, en la transición de un comportamiento frágil a dúctil en las rocas, según Sibson, 1977. Figura 13.

Los granitos del stock, presentan evidencias de los procesos de deformación producto de los varios eventos tectónicos que desde el Paleozoico han sufrido. En general se observó un metamorfismo dinámico en estas rocas, generando cataclasitas y milonitas a diferentes profundidades, pero que en el presente han sido expuestas por levantamiento; a bajas profundidades el cuarzo es usualmente más fuerte que el feldespato, pero ambos se deforman y fracturan formando cataclasitas; con el incremento de la profundidad, donde la temperatura alcanza de 200 a 300ºC, el cuarzo comienza a ser dúctil y menos fuerte que los feldespatos, los cuales siguen siendo quebradizos, y milonitas se desarrollan.

El metamorfismo dinámico es más evidente en el borde oriental del stock, lo que puede inferir un mayor levantamiento y rocas más profundas se han expuesto en este sector en contraste con el occidental, que aunque cataclasitas se presentan, milonitas no han sido identificadas al occidente y el material está más meteorizado, porque al parecer las rocas han estado por más tiempo sometidas a los procesos de meteorización.

En el sector de la Quebrada Buntía, franja oriental del stock, cataclasitas que transicionalmente gradan a milonitas son frecuentes, con estructuras de neis augen, en donde ojos de feldespatos están rodeados por las micas producto del metamorfismo dinámico. Figura 14.

El stock de Otengá resalta en el área de estudio por presentar una morfología montañosa y de colinas denudacionales, con intenso carcavamiento por una acción fluvío–gravitacional.

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FIGURA 13. Contactos del stock de Otengá. A-1. Contacto discordante con la Formación Floresta (OG-024-P; 1.144.690N, 1.136.973E), sector Vega Grande, quebrada Otengá. A-2. Granito de feldespato alcalino con cataclasis. A-3. Cuarzo dividido en subgranos por rotación, los subgranos presentan extinción ondulante. B-1. Intrusiones dentro de la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá (OG-013), Cerro Vara Carga, cerca a la Quebrada Cucuacón. C-1. Discordante con la Formación Girón (Estación JP-076, muestra 172-III-A-2-JP010-GR; 1.138.665N, 1.134.307E), cerro La Mesa, vía de la Vereda Tonemí a Corrales. C-2. Textura aplitica. C-3. Cuarzo (Qtz), Ortoclasa (Or), sericita (Ser) y fractura rellena de Adularia (Ad). 43

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FIGURA 14. A-1. Panorámica del sector donde se encuentran las milonitas, quebrada Cucuacón (OG-097-P; 1‟142.182 N, 1‟136.380 E). A-2. Afloramiento de milonitas, roca muy dura. A-3. Muestra macro, nótese el fracturamiento. A-4. Microfotografía de la milonita. A-5. Microtextura néisica, ojos de ortoclasa rodeados por micas. Porfiroclastos con colas asimétricas, sirven como indicadores cinemáticos. A-6. Comportamiento dúctil del cuarzo (Qtz) y frágil de la ortoclasa (Or). A-7. Deformación de la moscovita. 44

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2.2.2 Estudios anteriores, correlación y edad Caster (1939), en su escrito “A Devonian fauna from Colombia”, publicado en el Boletín paleontológico de las Américas, sugiere un metamorfismo de contacto en arcillas pizarrosas de la denominada “Floresta Series” generado por rocas intrusivas de edad post-Devónica.

Botero (1950), realiza un reconocimiento a detalle de un área de 300 km2, en la parte central del macizo de floresta en donde se encuentran afloramientos de material de composición granítica y describe sus características físicas indicando un avanzado estado de desintegración de minerales en donde se tornan caoliníticos.

Ulloa y Rodríguez (1982), denominaron a las rocas ígneas como el Batolito de Otengá, y a cuyos cuerpos aflorantes llamaron Stock de Chuscales, a la parte occidental y Stock de Otengá, a la parte oriental. El stock de Chuscales fue datado 471±22 m.a., según R/Sr, que indican un emplazamiento de mediados a finales del Ordovícico.

Mojica y Villarroel (1984), consideran intrusiones graníticas-sieníticas. En su informe se cita la caracterización petrográfica realizada por Gloria I. Rodríguez (Ingeominas - Bogotá) a las rocas intrusivas del macizo de floresta la cual indica que la composición de las mismas varía de sienitas cuarzosas, granitos y granitos muy cuarzosos.

Ulloa et al. (2003), reconoce rocas intrusivas de composición cuarzo-sienítica, granítica y granodiorítica, aflorando en el área de La Floresta-Otengá, cuyas edades varían desde el Ordovícico hasta el Triásico - Jurásico y corresponden a los cuerpos de las estribaciones más meridionales del Macizo de Santander. Diferencian tres cuerpos, stock de Chuscales, stock de Otengá e intrusivo de Aguachica.

En el presente estudio, se propone usar el término de Stock de Otengá, para las franjas aflorantes del intrusivo, por no encontrarse diferencias mineralógicas, texturales y de relaciones con las unidades adyacentes; sin embargo es importante resaltar que serán la geoquímica y las dataciones radiométricas concluyentes para saber si se trata de un solo cuerpo o son diferentes unidades.

La edad propuesta para el Stock de Otengá es Ordovícica, con base en la única datación realizada, en la franja occidental por Ulloa y Rodríguez, 1982. El contacto discordante con las unidades Devónicas y la presencia de clastos de composición granítica en los conglomerados y areniscas de la Formación Tibet, confirma un emplazamiento pre- Devónico.

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2.3 FORMACIÓN EL TÍBET (D1d3t)

El nombre de Formación El Tíbet fue propuesto por Mojica y Villarroel, 1984, para designar un conjunto de areniscas conglomeráticas con esporádicas intercalaciones de limolitas terrosas, que afloran en el alto el Tíbet en el municipio de Cerinza, diez kilómetros al norte de Floresta.

Se levantó esta unidad en los sectores San Martín y Quebrada Tocavita. En el Cerro El Tíbe y La Tiba, localizados en el Municipio de Cerinza, a pesar de estar aflorando un espesor representativo de la unidad, no se pudo levantar una sección estratigráfica debido al difícil acceso y al recubrimiento vegetal, tan sólo se identificaron algunos afloramientos del nivel superior por el sendero que conduce al sector conocido como Alto del Tíbet descritos más adelante.

2.3.1 Litología La Formación Tíbet está constituida por tres niveles claramente diferenciables. El primer nivel está compuesto por areniscas de grano muy grueso hasta conglomeráticas friables, con delgadas intercalaciones de lodolitas y limolitas micáceas gris-verdosas.

El segundo nivel se caracteriza por un segmento basal compuesto por conglomerados oligomícticos, clasto a matriz soportados, con clastos de cuarzo lechoso bien redondeados sin ordenamiento textural, en capas delgadas a gruesas. Y un segundo segmento que corresponde a capas medias a gruesas de areniscas masivas de grano grueso bien seleccionadas.

El tercer nivel corresponde a la zona de transición entre las formaciones el Tíbet y Floresta y está constituido por capas delgadas de arenisca de grano fino bien seleccionada con cuarzo y abundancia de micas claras, presencia de fósiles marinos e intercalaciones de arcillolitas y limolitas amarillentas.

En el área de estudio afloran los niveles citados anteriormente, en algunos sectores de la carretera Corrales-Santa Rosa de Viterbo, hacia el sur o cierre de la estructura “Anticlinorio de Floresta”. Los principales afloramientos están entre la población de Floresta y el Cerro el Tibe, en este último se han reportado los mayores espesores, sin embargo la medición de esta Formación se dificulta por el fallamiento en bloques asociado con la Falla de Tutasá.

La Formación Tíbet se adelgaza considerablemente en sentido norte–sur, hacia el norte alcanza espesores de hasta 500 m, reduciendo el espesor a menos de 100 metros de areniscas con metamorfismo incipiente entre el basamento y la Formación Floresta. El cambio de espesor se puede explicar, en parte, a que la Formación se depositó en un ambiente fluvial sobre una paleo-topografía abrupta.

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En los alrededores del municipio de Beteitiva, La Formación El Tíbet se encuentra aflorando en una franja con dirección NE desde la Cuchilla Chamisal–Cerro Cruces–Alto Montero, en donde se observa en contacto discordante con el conjunto metamórfico, está compuesto por capas muy gruesas de conglomerados oligomícticos de cuarzo lechoso que gradan a capas tabulares muy gruesas (3-4m) de areniscas de grano grueso localmente conglomeráticas fuertemente recristalizadas (Figura 15-A), intercaladas con capas tabulares delgadas de metawacas (OG-061-P, Figura 15-B), los afloramientos en esta franja tienen un espesor de 600 a 700 m, hasta encontrar el contacto transicional con las lodolitas crema muy fosilíferas de la Formación Floresta. Figuras 15-A, B.

Hacia el sector sur-occidental de la zona, en el municipio de Floresta, la Formación se encuentra expuesta en la Vereda Tenería, en los sectores La Loma y El Morro, en el sector Chocontó y El Arenal, con un espesor promedio de 300 m, compuesto principalmente por capas gruesas (1 – 1,2 m) de areniscas de grano grueso y areniscas conglomeráticas, hacia el techo de este segmento aparecen capas de lodolitas y limolitas atravesadas por diques clásticos muy oxidados, hasta encontrar el contacto transicional con las lodolitas crema de la Formación Floresta.

Hacia el sector sur-oriente de la zona de estudio, en la Vereda El Potrero del municipio de Floresta, por la vía a la Escuela San Martín II, se encuentra la Formación El Tíbet en contacto inferior de tipo discordante con el conjunto metamórfico, en esta localidad el espesor de la Formación se reduce a 125 m, y está compuesta por capas medias a gruesas de areniscas de grano grueso muy compactas, hasta encontrar el contacto superior transicional con las lodolitas crema fosilíferas de la Formación Floresta. En este sector son evidentes los acuñamientos en dirección Sur-Norte de la secuencia debido probablemente al grado de acreción lateral producto de la morfología de la cuenca al momento de la depositación. Figura 15-C.

Sobre la vía que de Corrales conduce a Busbanzá en la margen derecha, se presentan afloramientos con un espesor promedio de 330 m, de areniscas de grano grueso y areniscas conglomeráticas con abundantes óxidos de hierro como parte del cemento (Figura 15-D), estas areniscas presentan señales de metamorfismo incipiente por el alto grado de recristalización del cuarzo lo que produce una pseudomatriz, la mayoría de los cristales de cuarzo presentan extinción ondulante con huellas de fluidez (JP – 202-P, Figura 15-E).

Ocasionalmente la Formación se encuentra intercalada con lodolitas color crema y lodolitas arenosas color amarillo en donde esporádicamente se observan fósiles de tipo Equinoideo.

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A. capas tabulares muy gruesas (3-4 metros) de areniscas de grano grueso localmente conglomeráticas, fuertemente recristalizadas Formación El Tíbet, Cuchilla Chamisal - municipio de Beteitiva B. Microfotografía muestra OG-061-P, Cuchilla Chamisal, clasificación: MetaWacka – Metamorfismo Regional C. Contacto Discordante Formación El Tibet – Esquistos de Busbanzá vereda el Potrero Municipio de Floresta D. Areniscas Conglomeráticas en Capas Tabulares Formación Tíbet vía Corrales Busbanzá E. Microfotografía sección delgada muestra JP– 202-P. Clasificación: Arenisca Conglomerática fuertemente recristalizada, metamorfismo incipiente.

FIGURA 15. Formación El Tibet

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La descripción de la Formación Tíbet se realizó a partir de columnas estratigráficas en diferentes localidades las cuales se correlacionaron y complementaron. En el sector suroccidental, Vereda la Chorrera, se tiene:

2.3.2 Sección estratigráfica - Sector San Martin

Está localizada aproximadamente a 2 kilómetros del municipio de Floresta, en el sector de San Martin, en las coordenadas geográficas X= 1127074 y Y= 1140471 comprendidas en la plancha topográfica 172-I-C-3; en esta sección se describe parcialmente la litología de la Formación Tíbet, no se pudo reconocer sus límites inferior y superior por la complejidad topográfica, el rumbo general de las capas es de N30oE con un ángulo de buzamiento de 21oNW. El espesor total levantado en esta localidad es de 20 metros medidos. Pero se infiere un espesor de aproximadamente 30 metros para la Formación Tíbet en esta área.

Segmento A. Corresponde a los 5 metros más bajos que se lograron medir en esta sección desde el punto de Bastoneo EA-B1 (Figura 16 y anexo 12, columna estratigráfica - Figura 17 y anexo 11, Poligonal), correlacionables con el nivel inferior. Está compuesto predominantemente por lodolitas grises oscuras a negras, internamente presentan estratificación lenticular, con formación de lentes medianos de 1 a 10 centímetros de longitud de cuarzo tamaño arena fina, color blanco, que gradan a areniscas de grano fino a medio con estratificación cruzada tabular, y estratificación ondulada sub paralela continua (Figura 20-A), dispuestas en capas tabulares gruesas (0,3-0,6 m) de lodolitas, con suaves cambios laterales de espesor, las superficies de estas capas muy compactas son suavemente onduladas, con contactos netos, formando pequeñas secuencias granocrecientes. Al aumentar el contenido de arena aparece estratificación flaser en las areniscas y abundante material carbonoso finamente diseminado (Figura 20-C).

Hacia el techo de este segmento la estratificación interna desaparece y se presentan masivas. Según el muestreo petrográfico realizado en este segmento- EA-077-P (Figura 20), las areniscas están compuestas por cuarzo subredondeado de grano medio a grueso, de buena selección, con 10% de materia carbonosa como parte de la matriz, cemento ferruginoso y arcilloso, la laminación y los lentes descritos anteriormente están formados por lodolitas con cuarzo y magnetita finamente diseminada en un 20%.

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FIGURA 16. Columna estratigráfica de la Formación El Tíbet, sección Sector San Martín.

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FIGURA 17. Poligonal de la Formación El Tíbet, levantada en el Sector San Martin.

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Segmento B. Corresponde a un intervalo de 15 metros de areniscas de cuarzo de grano grueso a muy grueso hasta conglomeráticas, pobremente seleccionadas, ricas en cuarzo y material carbonoso finamente diseminado, cemento silíceo y en menor proporción arcilloso, con matriz arenosa, color blanco a gris claro, en capas tabulares a cuneiformes medias a gruesas (0,2 – 0,8 m) con suaves adelgazamientos laterales de espesor, intercaladas esporádicamente con areniscas de grano medio a fino en capas delgadas lenticulares de poca extensión lateral sin laminación interna definida (Figura 20-D), eventualmente contienen fósiles mal preservados, las superficies de estas capas son levemente onduladas, con estratificación plana paralela a ondulada incipiente (Figura 20-E). Ocasionalmente en este segmento aparecen areniscas cuarzo feldespáticas de grano medio a grueso masivas, friables y moteadas. Usualmente aparecen fracturas rellenas de cuarzo de 1 – 10 centímetros paralelas a los planos de estratificación.

Estos conjuntos de capas de areniscas se intercalan esporádicamente con bancos gruesos (0,8 -1m) de ortoconglomerados oligomícticos matriz soportados con clastos subredondeados de 2 a 3 cm compuestos principalmente por cuarzo lechoso, la matriz está compuesta por clastos tamaño arena gruesa, eventualmente aparece material carbonoso finamente diseminado en la matriz, e impregnación de óxidos de hierro- hematita. (Figura 20-F).

Segmento C. Este segmento fue levantado en la vereda Tenería Alta del municipio de Floresta, en este sector se puede observar el contacto transicional con la suprayacente Formación Floresta.

Está conformado por areniscas de grano medio a fino, con predominancia de cuarzo y micas diseminadas, pobremente seleccionadas, con cemento arcilloso muy friables, dispuestas en capas tabulares a cuneiformes delgadas a medias (0,10 -0,30 m) sin estructuras sedimentarias internas bien definidas, pero la forma de las capas produce un patrón de estratificación cruzada en artesa, intercaladas con lodolitas y areniscas de grano fino en capas lenticulares delgadas con poca extensión lateral. El contacto entre estas capas es onduloso formando pequeñas secuencias grano-decrecientes.

Hacia el techo de este segmento el espesor de las capas y el tamaño de grano de las areniscas disminuye, se puede observar un patrón de mini-ripples (Reineck y Singh, 1980) muy fracturados hacia el techo de los paquetes de arenisca (Figura 18), al ascender en el registro estratigráfico aumentan las intercalaciones de lodolitas y areniscas de grano fino, apareciendo estructuras de sedimentación blanda sobre las que se observan trayectorias de fluidos muy oxidadas sin un patrón preferencial, frecuentemente aparecen fracturas rellenas de cuarzo lechoso con formación de drusas. Alrededor de estas fracturas se observa enriquecimiento de micas claras (moscovita) en las areniscas de grano fino.

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FIGURA 18. Ondulitas de corriente fracturadas hacia el techo de capas de areniscas de grano fino a medio de la Formación Tíbet. El porcentaje de arena y el espesor de las capas disminuyen progresivamente, encontrándose esporádicos fósiles en la Formación Tibet (Figura 19), hasta encontrar una capa de lodolitas muy fosilíferas de la Formación Floresta en contacto lento transicional.

FIGURA 19. Fósiles de la Formación Tíbet, segmento C.

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A. Formación Tíbet, capas tabulares de lodolitas y areniscas, parte inferior estratificación lenticular de cuarzo tamaño arena fina, que gradan rápidamente areniscas de grano medio con estratificación cruzada tabular, ondulada sub paralela continua y flaser. C. Estratificación flaser en areniscas de cuarzo de grano fino muy compactas del segmento A de la Formación Tíbet, con abundante material carbonoso finamente diseminado. B. Microfotografía sección delgada hacia la izquierda facción arenosa, compuesta por cuarzo y moscovita, hacia la derecha laminas de lodolita con cuarzo y magnetita. D. Panorámica segmento B, capas tabulares a cuneiformes de areniscas de grano medio a grueso de la Formación Tíbet, nótese las variaciones laterales de espesor de las capas, y el sistema de diaclasas perpendicular y oblicuo a los planos de estratificación. E. Estratificación plana paralela continua en areniscas de grano medio de la Formación Tíbet. F.Detalle de conglomerados oligomícticos con clastos sub-angulares de cuarzo de 2 a 4 centímetros.

FIGURA 20. Imágenes de la sección sector San Martín, Formación Tibet.

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2.3.3 Sección estratigráfica - Quebrada Tocavita

La columna estratigráfica referenciada se levantó en la Quebrada Tocavita, Vereda Tocavita, Municipio de Floresta con coordenadas X=1‟127964 Y=1‟142767, a una altura de 2607 msnm. La sección corresponde a una exposición de la Formación Tíbet, donde las capas presentan fuertes replegamientos, con una dirección preferencial de N30ºE y un buzamiento de 25ºNW. El espesor total levantado fue de 45 m, pero se infiere un espesor total de 70 m en esta sección. Figura 22 y anexo 10 (CE) y Figura 21, anexo 11 (poligonal de la sección).

La Formación en general en esta sección está conformada por areniscas de grano medio a grueso con niveles conglomeráticos de colores desde amarillo a gris que alcanzan un espesores de hasta 2m (Figura 23-A).

Segmento A. Corresponde a 45 m de arenisca conglomerática y conglomerados oligomícticos de color naranja amarillento oscuro y amarillo grisáceo, en bancos de 50cm hasta 1m, los clastos de cuarzo lechoso van desde 3 a 10mm, frecuentemente aparecen lentes de conglomerados, intercalados con capas de arenisca en capas tabulares , con estratificación cruzada planar y en artesa a gran escala, ocasionalmente aparecen intercalaciones de limolitas color café moderadamente rojizo con laminación plana paralela y ondulosa (Figura 23-B).

En el ascenso al Cerro El Tibe se observan algunos afloramientos de la Formación Tíbet, correlacionables con el tercer nivel descrito en la sección del Sector San Martín, el cual corresponde a la zona de transición entre las Formaciones Tíbet y Floresta, está constituido por delgadas capas de arenisca de grano fino bien seleccionada, muy micácea e intercalaciones de arcillolitas y limolitas amarillo parduzcas con venas rellenas de cuarzo.

Los resultados obtenidos de la muestra recolectada en el Cerro El Tibe CV-034-P (Figura 23-D), muestran una arenisca de grano grueso grano, muy bien seleccionada, compacta con venas rellenas de cuarzo, magnetita finamente diseminada, óxidos de hierro y moscovita.

La litología de estos afloramientos corresponde a areniscas recristalizadas de color morado violáceo con venas rellenas de cuarzo muy compactas intercaladas con lodolitas color verde claro, de alta resistencia. Producto del levantamiento de la formación por la posible presencia de una estructura perforante a gran escala que se evidencia por el alto grado de plegamiento y fallamiento de las capas superiores de los Cerros El Tibe y La Tiba. Figura 23-E.

En el sector oriental del área de estudio, la Formación El Tíbet está infrayaciendo concordantemente a las lodolitas de la Formación Floresta y suprayaciendo discordantemente a la secuencia metamórfica de esquistos y filitas de Busbanzá. En

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algunos sectores los afloramientos están fallados y exhiben secuencias grano-decrecientes hacia el techo; el espesor de sus capas varia de 2 a 5 m y la altura de los afloramientos superan los 15 m, se caracteriza por presentar una morfología escarpada y abrupta.

FIGURA 21. Poligonal Formación El Tíbet, sección Quebrada Tocavita.

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FIGURA 22. Columna estratigráfica (CE) generalizada Formación El Tíbet, sección Quebrada Tocavita

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A) Formación Tíbet segmento A, sector Quebrada Tocavita. Se observa un afloramiento de Arenisca de grano grueso con niveles conglomeráticos localizados y presencia de diques rellenos de cuarzo. B) Panorámica Formación Tíbet, capas tabulares de arenisca conglomerática matriz soportada segmento A, Quebrada Tocavita, se observa la forma tabular y los contactos planos entre las capas. C) Microfotografía muestra CV -034-P, clasificación: Cuarzoarenita D) Muestra recolectada en campo para análisis petrográfico, Cerro El Tibe, Formación Tíbet. E) Arenisca recristalizada de la Formación Tíbet, se observan venas rellenas de cuarzo.

FIGURA 23. Imágenes sección Quebrada Tocavita, Formación El Tíbet.

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2.3.4 Estudios anteriores, correlación y edad. Inicialmente Olson & Caster (1935), proponen el término “Floresta Series” para las unidades que reposan sobre las metamórficas del basamento e infrayacen la Formación Girón, las definen como las unidades más bajas del Paleozoico sedimentario.

Posteriormente Botero (1950), la describió como la parte basal arenosa de la Formación Floresta. Dicha parte basal fue descrita como constituida por una sucesión de areniscas, localmente conglomeráticas, que afloran en el cerro del Tíbe y en cercanías de Floresta, con espesores variables, entre 30 y 700 m.

Etayo y Cáceres (1969), redefinen la Formación Floresta descrita por Botero y la dividen en dos miembros uno principalmente arenoso con algunos niveles conglomeráticos que denominaron Miembro El Tíbet y uno esencialmente lodolítico, miembro Floresta.

Cediel (1976), separa el conjunto de sedimentitas areno-conglomeráticas que afloran hacia la base como una unidad aparte designándola como miembro El Tíbet, el cual se encuentra bien expuesto en el alto el Tibe en el municipio de Cerinza, diez kilómetros al norte de Floresta.

Posteriormente, Vargas et al. (1981), emplearon este mismo término con la categoría de miembro, y denominaron así a un conjunto de conglomerados y areniscas, con intercalaciones de lodolitas amarillentas y rojizas, con un espesor total hasta de 2500 m, que reposan sobre rocas metamórficas y están cubiertas de manera transicional por el Miembro Arcilloso de la Formación Floresta en el área del Cuadrángulo I-13 Málaga.

El nombre de Formación El Tíbet fue propuesto por Mojica y Villarroel, 1984, para designar un conjunto de areniscas conglomeráticas con esporádicas intercalaciones de limolitas.

Finalmente Paz y Urrutia (1996), realizan un estudio detallado de la unidad, estableciendo la sección tipo para esta Formación. Estos autores dividieron la unidad en varios segmentos con características estratigráficas y litológicas distintivas, realizando una correlación litológica detallada y proponiendo ambientes de abanicos aluviales, ríos trenzados y ambientes litorales.

Considerando las Formaciones El Tíbet y Floresta como una sola unidad, Reyes (1984), las correlaciona con la parte superior de la Formación Caño Grande en la Serranía del Perijá (Perijá carboniferous plataform-limestones (Río Palmar Formation) y la parte inferior de la Formación Gachalá en la región al oriente de Bogotá).

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Mojica y Villarroel (1984), asignan una edad Devónico inferior fijándola como la unidad más baja del Paleozoico sedimentario. Ambientalmente estos autores la interpretan como una unidad transgresiva acumulada en un ambiente litoral, en donde se destacan depósitos de ambientes fluviales de ríos trenzados representados por los conjuntos de capas con estratificación cruzada en artesa y la alta relación arena/arcilla, depositados en un ambiente de alta carga de sedimentos representado por el tamaño de grano y la disposición de los sedimentos.

2.4 FORMACIÓN FLORESTA (D2f)

Aflora en los alrededores del Municipio de Floresta, se encuentra intensamente plegada y fallada por lo que es difícil levantar una columna estratigráfica completa. Los diferentes estudios mencionan que el espesor es de 500 m. aproximadamente, pero no mencionan una sección tipo donde esté completa, solo relacionan que la columna fue levantada en los alrededores de Floresta (Botero, 1946; Cediel, 1969).

Una característica importante de la Formación es el cambio de espesor, en los alrededores del Municipio de Floresta, en donde el espesor llega hasta los 500 m, mientras que en el Municipio de Busbanzá, disminuye a menos de 100 m.

2.4.1 Litología Se ha determinado que la Formación está compuesta por un conjunto muy compacto de lodolitas color negro a verde oliva, ricas en fauna, muy bien preservada, que pasan lentamente a un conjunto de lodolitas amarillentas ricas en fauna menos preservada, las cuales gradan a limolitas vari-coloreadas estériles en fauna, atravesadas por diques fuertemente oxidados de varios cientos de metros de espesor, hasta encontrarse con un conjunto de lodolitas fisiles, poco compactas color gris oscuro a negro, que eventualmente presentan horizontes delgados de material carbonizado hacia el contacto transicional lento con la Formación Cuche; éste último conjunto no está presente en todas las localidades donde se describió la unidad, lo que podría indicar variaciones faciales laterales en cortas distancias para este miembro.

En el zona nor-oriental del área de estudio, la Formación Floresta aflora principalmente en la vereda Buntía, en el sector Camacho, en donde se observan lodolitas amarillentas muy fosilíferas, ricas en briozoos de tipo fenestelas y braquiópodos entre otros, extendiéndose hasta el sector de Vega Grande, en donde se encuentran lodolitas color crema estériles con aspecto pizarroso, intercaladas con arcosas de grano medio a grueso según secciones petrográficas (OG-062-P y OG-063-P), suprayaciendo a unas cataclasitas con protolito ígneo las cuales corresponden al Stock de Otengá (Figuras 24 A, B, C y D).

En la Loma de los Caballeros la Formación se encuentra suprayaciendo concordantemente a la Formación el Tíbet, conformada por lodolitas amarillas a pardo por meteorización, con presencia de fósiles, principalmente fenestelas. 60

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FIGURA 24. Formación Floresta A. Lodolitas de la Formación Floresta en contacto con cataclasitas del Stock de Otengá. B, C y D. Arcosas de la Formación Floresta. E. Contacto discordante entre las Formaciones Floresta y Girón. F. Lodolita gris, Formación Floresta. 61

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En el sector sur-oriental esta unidad reposa concordantemente sobre la Formación El Tíbet e infrayace discordantemente a la Formación Girón. Su litología predominante es de lodolitas de color amarillo a violáceo y ocasionalmente gris oscuras. Se observa predominancia de fauna marina fosilizada como Briozoos del tipo Fenestelas, Equinoideos, Braquiópodos y ocasionalmente Trilobites, que según Caster, 1939, Royo y Gómez, 1942 y Morales, 1965, determinaron para la Formación Floresta, una edad del Devónico medio.

En este sector la Formación Floresta se encuentra expuesta en la Vereda El Tobo, sobre la margen izquierda de la vía que de Corrales conduce a Busbanzá, en cercanías a la quebrada Guasavita, en donde se aprecia un conjunto de lodolitas de color amarillo a violáceo fisiles sin contenido fósil en contacto neto y discordante con la Formación Girón (Figura 24-E); en este sector dicha unidad se presenta como una capa de pocos metros de espesor. Es de importancia mencionar que en la margen derecha de la vía no se encontraron manifestaciones litológicas de esta unidad lo cual se interpreta como una zona de erosión de la misma.

Sobre la vía que conduce a la Vereda Horno y Vivas cerca al sector conocido como Rancho Grande, se puede apreciar parte de la secuencia de la Formación Floresta, de base a techo representada por lodolitas color amarillo con contenido fosilífero, como briozoos del tipo fenestelas y esporádicos equinoideos, en la parte media se observa una secuencia de lodolitas vari-coloreadas atravesadas por diques de material ferruginoso que se encuentra rellenando fracturas y que atraviesan a estas en todas las direcciones, y finalmente se hallan lodolitas pizarrosas de color gris oscuro laminares con contenido de materia orgánica, fractura tipo concoide, sin contenido fósil y con estratificación plano paralela. Toda la secuencia se encuentra altamente fracturada.

En la vereda Tenería Baja en el Municipio de Floresta se observan lodolitas de color blanco amarillento y violáceo con diques ferruginosos, en este sector la Formación se observa en contacto concordante con la Formación Tíbet y fallado con los Esquistos y Filitas de Busbanzá.

2.4.2 Sección Vereda Horno y Vivas.

Esta sección se localiza a 5 km al SW por la vía que comunica los municipios de Busbanzá y Floresta en la Vereda Horno y Vivas, plancha topográfica 172-III-A-1. Se levantaron 463 m. de la Formación Floresta divididos en 3 segmentos que se describen de base a techo. Figuras 25 y 26, anexos 13 y 14.

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FIGURA 25. Columna estratigráfica generalizada de la Formación Floresta, sección Vereda Horno y Vivas.

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FIGURA 26. Poligonal Formación Floresta, sección Vereda Horno y Vivas. Segmento A. 75 m. medidos desde el punto de bastoneo EA-B1, inicia con 20 metros de limolitas grises claras a blancas, esporádicamente fosilíferas, hacia el techo de estas capas es frecuente encontrar concreciones pequeñas de óxidos de hierro intercaladas con capas delgadas cuneiformes de areniscas de grano fino que se adelgazan hacia el techo del segmento, el conjunto está atravesado por diques clásticos muy oxidados. Los siguientes 45 metros desde el punto EA-B2 corresponden a lodolitas amarillentas con abundante fauna en la que se identificaron varias formas fósiles como: Briozoos, Braquiópodos y Artrópodos. Figura 27 A, B y C.

Segmento B. 288 m. medidos desde el punto de bastoneo EA-B3, compuesto por limolitas grises claras, atravesadas por diques clásticos de 1cm a 3cm de apertura, rellenos de 64

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material limoso color rojo oscuro con abundancia de óxidos de hierro, intercalados con niveles concreciónales de 1cm a 5 cm (Figura 27 D), hacia el techo del segmento aparecen delgadas capas de areniscas de grano medio a fino, color naranja amarillo oscuro, con estratificación cruzada en artesa.

Segmento C. 100 m. medidos desde el punto EA-B5, constituido por capas tabulares gruesas a muy gruesas de lodolitas grises oscuras a negras, físiles, con brillo sedoso, eventualmente aparecen lentes pequeños de material carbonizado (Figura 27E), capas medias de areniscas de cuarzo de grano fino y areniscas lodosas con estratificación cruzada en artesa. Hacia el techo de las capas de arenisca aparecen ondulitas de corriente mal preservadas (Figura 27F). Las cuales pasan gradualmente a lodolitas crema a rojizas con brillo sedoso ricas en moscovita, y lodolitas violáceas de la Formación Cuche.

2.4.3 Estudios anteriores, correlación y edad. El término Formación Floresta ha cambiado a través del tiempo, inicialmente se designó Series de Floresta, para la secuencia comprendida entre las unidades metamórficas y el Grupo Girón. Olsson & Caster, 1937, posteriormente, Botero,1950 (p. 258) ascendió el término al rango de Formación, para representar tres conjuntos sedimentarios: el inferior, areno-conglomerática de 30 m de espesor; el intermedio arcillolítico, de tonos amarillentos a morados, con un espesor de 530 m, y el superior arenoso, de 150 m de espesor.

Esta unidad reposa de manera discordante sobre rocas metamórficas o concordantemente sobre la Formación Tíbet. Su límite superior con la Formación Cuche es localmente discordante según Botero, 1950.

Cediel (1969), denominó como Miembro Floresta a una sucesión que descansa concordantemente sobre el Miembro Tíbet y está cubierta en forma concordante y transicional por la Formación Cuche, y considera un espesor variable entre 40 y 400 m.

Mojica & Villarroel (1984), utilizan el término Formación Floresta, para designar la sucesión que descansa concordantemente sobre la Formación Tíbet y se ve cubierta de manera transicional por la Formación Cuche, con un espesor aproximado de 500 m (Ulloa et al., 2003).

Edad y ambiente de depositación. Según Caster, 1939, Royo y Gómez, 1942 y Morales, 1965, la fauna de la Formación Floresta indica una edad Devónico Medio. Barret y Dutro (en Ward et. al, 1973) consideran que es de edad Devónico Inferior Alto.

El ambiente de depósito que caracteriza a la Formación Floresta es una ambiente de playa con o son influencia de olas (Barret, 1986). La abundancia de lodolitas y limolitas se explica por los procesos que se suceden durante el inicio de la transgresión, en los cuales aun en las playas sin influencia de olas, hay sedimentación de materiales de las facies arenitas y lodolitas. 65

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FIGURA 27. Formación Floresta, sección Vereda Horno y Vivas A. Fauna Formación Floresta Segmento A - Artrópodos – Trilobita. B. Fauna Formación Floresta Segmento A - Braquiópodos. C. Fauna Formación Floresta Segmento A – Briozoos - Fenestellas. D. Nivel concrecional bien definido concreciones entre 2-4 cm de diámetro, segmento B Formación Floresta, sección Horno y Vivas. E. Lodolitas gris oscuro a negras físiles, segmento C Formación Floresta Sección Horno y Vivas F. Ripples pequeños deformados, Segmento C, Formación Floresta, sección Horno y vivas

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Correlación. La Formación Floresta puede correlacionarse con la parte superior de la Formación Caño Grande en la Serranía de Perijá y la parte inferior de la Formación Gachalá, aflorante al oriente de Bogotá.

2.5 FORMACIÓN CUCHE (D3d6c)

La Formación Cuche cubre el área al occidente entre Cerinza y Santa Rosa de Viterbo, al sur en los límites con Nobsa, donde se encuentra la sección tipo, y en el costado suroriente donde se adelgaza dramáticamente como lo hacen las Formaciones Tíbet y Floresta.

En la Vereda Barrancas, sector la Mesa, del municipio de Santa Rosa de Viterbo, la Formación Cuche reposa concordante y transicional sobre la Formación Floresta. El contacto discordante entre la Formación Girón y la Formación Cuche, se puede observar en el sector la Mesa donde la Formación Girón caracterizada por presentar conglomerados matriz soportados con mala selección, cubre la Formación Cuche, la cual tiene una reducción de espesor debido a la erosión ocurrida antes del Jurásico.

Los mejores afloramientos se encuentran sobre la carretera Tobasia - Santa Rosa de Viterbo, donde la Falla de Tutasá, fractura fuertemente las lodolitas violetas y los niveles arenosos de la Formación Cuche. En el Cerro Colorado, al sur de Tobasía, se determino un espesor de 400 m. Las secciones levantadas de esta unidad están descritas a continuación.

Límite inferior. El paso de la Formación Floresta a la Formación Cuche es concordante y transicional, en un intervalo que ocupa unos 20m y está determinado por un cambio de coloración pasando de amarillo beige de la Formación Floresta, a un rojo violáceo y pardo rojizo de la Formación Cuche.

Límite superior. Gran parte del contacto entre la Formación Cuche y Formación Girón es fallado, por la carretera Santa Rosa- Floresta se aprecia una discordancia angular y la evidencia de superficies de erosión en la formación Cuche, además se observa un paquete de conglomerados polimícticos en la base de la formación Girón.

2.5.1 Seccion estratigráfica - Cerro Colorado Se levantó en la vereda de Cerro Colorado aproximadamente a 3 km al suroeste del municipio de Floresta, en las coordenadas X=1126035 y Y= 1137596 base y X=1125050 y Y= 1137581 techo (Figuras 28 y 29, anexos 15 y 16), el rumbo general de las capas es de N45oW con un angulo de buzamiento de 24o SW, el espesor total medido en esta seccion fue de 312 m.

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FIGURA 28. Columna estratigráfica generalizada de la Formación Cuche, sector Cerro Colorado.

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FIGURA 29. Poligonal sección estratigráfica Formación Cuche - Sector Cerro Colorado. Segmento A. Comprende los primeros 30 m. medidos del intervalo entre los puntos de Bastoneo EA-B1 a EA-B2 (Figura 28), esta compuesto por areniscas de grano fino en capas tabulares medias, con abundancia de cuarzo, óxidos de hierro, micas claras – moscovita y material orgánico carbonizado finamente diseminado, sin estructuras sedimentarias internas, aparecen fracturas mineralizadas por cuarzo, perpendiculares a los planos de estratificación. Gradan lentamente a limolitas y lodolitas en capas tabulares delgadas color amarillo naranja, con abundancia de óxidos de hierro, internamente exhiben laminación plana paralela discontinua con formación de lentes muy pequeños (Figura 30- A), que varía a ondulada no paralela continua, con laminación convoluta (Figura 30-B y C).

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FIGURA 30. Litología de la Formación Cuche - Segmento A sector Cerro Colorado A. Laminación plana paralela discontinua con formación de lentes muy pequeños en lodolitas pardo amarillentas a rojizas. B. Laminación ondulada paralela continua a lenticular, material vegetal finamente diseminado muy oxidado. C. Laminación convoluta y destrucción de las estructuras sedimentarias primarias. D. Lodolitas altamente bioturbadas, abundante material vegetal muy oxidado, restos de raíces. E. Estructuras sedimentarias primarias destruidas por bioturbación, abundante material carbonoso perpendicular a los planos de estratificación.

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Hacia la parte media, aparecen capas delgadas de lodolitas rojizas bioturbadas con abundantes restos vegetales oxidados y marcas de raices (Figura 30 D y E), en este horizonte las estructuras sedimentarias primarias han sido destruidas totalmente por bioturbación. Eventualmente se intercalan conjuntos de arenisca de grano fino en capas tabulares delgadas con superficies levemente onduladas, los contactos entre las capas son preferencialmente netos, predominando hacia el techo del segmento en el punto de bastoneo EA-B2. (Anexos 15 y 16).

Entre los puntos de Bastoneo EA-B2 y EA-B3, (Figuras 28 y 29), continúa un conjunto de lodolitas limosas vari-coloreadas en capas tabulares delgadas a medias, internamente exhiben laminación plano paralela incipiente, con impregnación por óxidos de hierro – limonita y hematita, con micas claras–moscovita hacia los planos de estratificación, y superficies levemente onduladas. Estas limolitas gradan lentamente a areniscas de grano fino con abundante cuarzo, material carbonoso finamente diseminado y micas claras, de buena selección color crema violáceo, dispuestas en capas tabulares medias a gruesas, las cuales aumentan progresivamente de espesor hacia el metro 90 en el punto de Bastoneo EA-B4, donde aparece un banco de areniscas de grano fino color violeta con laminación plana paralela continua con formación de lentes muy pequeños, aparecen fracturas perpendiculares y oblicuas a los planos de estratificación mineralizadas con cuarzo lechoso, esporádicamente aparecen intercalaciones de lodolitas limosas color amarillo naranja en capas lenticulares delgadas (Figura 31).

FIGURA 31. Capas tabulares gruesas de areniscas de grano fino metro 120, punto de bastoneo EA-B4, las flechas marcan las intercalaciones delgadas de lodolitas limosas. Segmento B. Entre los puntos de bastoneo EA- B5 y EA-B6 aflora un conjunto de lodolitas limosas violáceas en capas tabulares delgadas, de gran extensión lateral, con laminación plana paralela a ondulosa incipiente (Figura 32 A), y superficies suavemente onduladas. Localmente aparece material orgánico en pequeñas concentraciones e icnofósiles (Figura 32 B), en este paquete aparecen marcas de trayectorias de fluidos a manera de manchas blanquecinas sobre las superficies de los planos de estratificación. (Figura 32 C), los cuales producen un patrón uniforme que se asemeja en su forma a macrofósiles vegetales. 71

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FIGURA 32. Panorámica Segmento B, Formación Cuche Vereda Cerro Colorado, capas tabulares delgadas a medias de lodolitas limosas violáceas. A. Estratificación Plana paralela continua. B. Icnofósiles, pequeños, perpendiculares a los planos de estratificación. D. Trayectorias de fluidos paralelos a los planos de estratificación.

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FIGURA 33. Litología encontrada entre los puntos de bastoneo EA-B7 a EA-B9. A. Areniscas en capas delgadas cuneiformes. B. Fracturas mineralizadas de cuarzo perpendiculares a los planos de estratificación. C. Areniscas con estratificación cruzada planar de bajo ángulo. D. Areniscas moteadas con abundante material carbonoso diseminado. E. Limolitas lodosas con material carbonoso concentrado hacia las láminas, formando un patrón de laminación palana paralela continua, con deformaciones sinsedimentarias. F. Panorámica intervalo de bastoneo EA-B9, intercalación de capas medias de lodolitas rojizas a violáceas y areniscas en capas tabulares delgadas con adelgazamientos laterales de espesor.

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Hacia el punto de bastoneo EA-B7 estas lodolitas gradan lentamente a areniscas de grano fino a medio con abundante cuarzo y material carbonoso finamente diseminado, muy compactas, con fracturas mineralizadas de cuarzo perpendiculares a los planos de estratificación (Figuras 33 A y B), en capas tabulares cuneiformes con estatificación cruzada en artesa, internamente presentan estratificación cruzada planar y estratificación plana paralela de alto régimen, (Figura 33 C), masivas y moteadas (Figura 33 D), en donde las estructuras sedimentarias primarias han sido destruidas completamente por bioturbación.

Entre los puntos de bastoneo EA-B7 y EA-B8, estas areniscas se intercalan con limolitas y lodolitas rojizas y violáceas, en capas tabulares delgadas, con abundancia en material vegetal, concentrado en láminas delgadas formando un patrón de laminación plana paralela continua, con pequeños pliegues sinsedimentarios (Figura 33 E).

El espesor de las capas de lodolitas aumenta progresivamente y las areniscas aparecen en capas delgadas, lenticulares. Hacia el punto de bastoneo EA-B9, aparece un conjunto de arenisca rica en cuarzo y material orgánico finamente diseminado en capas medias, con estratificación cruzada en artesa, intercaladas con capas lenticulares delgadas de lodolitas limosas color naranja amarillento y rojizas con laminación plana paralela incipiente, estructuras de sedimentación blanda y trayectorias de fluidos y óxidos de manganeso en habito dendrítico, ricas en material orgánico, e impresiones de tallos y raíces muy oxidados.

Segmento C. Desde el punto de bastoneo EA-B10 hasta el metro 312, donde aparecen areniscas de grano medio a grueso ricas en cuarzo muy compactas y recristalizadas por sectores, con abundancia en material orgánico finamente diseminado, estratificación cruzada tabular de alto ángulo, y estratificación cruzada en artesa, dispuestas en conjuntos de capas sigmoidales gruesas, con gran extensión lateral. Eventualmente y en baja proporción respecto al contenido de areniscas aparecen capas muy delgadas de limolitas lodosas muy compactas, dispuestas en capas lenticulares delgadas a medias. (Figura 34 A).

La Formación Cuche se encuentra expuesta en la Vereda Barrancas sector La Mesa municipio de Floresta, en este sector el contacto inferior es de tipo concordante transicional, y el contacto superior con la Formación Girón es de tipo fallado por el efecto de la falla de Pastos. El espesor promedio en este sector es de 500 m.

A lo largo de la carretera Tobasía – Santa Rosa, el espesor de la Formación Cuche alcanza los 800 m., debido al efecto de la falla de Tutasá que produce una ampliación en el espesor y un intenso fracturamiento de las capas.

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A. Arenisca en capas sigmoidales medias a gruesas del segmento C - columna estratigráfica Formación Cuche sector Cerro Colorado. B. Discordancia angular entre la Formación Cuche y la Formación Floresta, Sección estratigráfica Rio Pirgua. C. Contacto Fallado entre la Formación Girón y la Formación Cuche, falla de pastos en el sector La Mesa municipio de Floresta. Sector La Mesa, compuesta por conglomerados matriz soportados, con mala selección, cubre la Formación Cuche que expone lodolitas y limolitas rojo violáceas (argilitas) D. Estratificación cruzada en artesa en areniscas de la Formación Cuche sector la Mesa vereda Barrancas , municipio de Floresta, nótese el intenso plegamiento producto de una tectónica compresiva asociada a la falla de Tutasá.

FIGURA 34. Formación Cuche, segmento C, Sector Cerro Colorado y segmento A, Sector La Mesa.

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2.5.2 Sección estratigráfica - Sector La Mesa Esta sección se midió en el sector La Mesa, Vereda Barrancas, localizada en el municipio de Floresta, el espesor medido de la formación fue de 394,2 m. (Figuras 36 y 37, Anexos 17 y 18).

Segmento A. Corresponde a los primeros 43.8 metros medidos de base a techo, entre los puntos de bastoneo CV-B9 y CV-B10. Está compuesto por capas muy delgadas de arenisca de grano fino entre 2-4 cm, dispuestas en forma tabular color café rojizo oscuro, con planos de fracturación que muestran un alto contenido de mica, intercaladas con capas de arenisca de grano fino color café claro entre 10-15 cm con contactos planos, ocasionalmente aparecen concreciones entre 3-6 cm de diámetro y ondulas de corriente.

Se observa estratificación cruzada de bajo ángulo (10°-15°) la cual se desarrolla a gran escala principalmente en las capas de arenisca, (Figura 34 D), estratificación plana paralela presente en las intercalaciones de arenisca con capas muy delgadas de lodolitas limosas con alto contenido de mica que se encuentran rellenando fracturas.

Segmento B. Corresponde a los 268.5 m. siguientes entre los puntos de bastoneo CV-B6, CV-B7, CV-B8 Y CV-B9 (Figura 37). Está conformado por areniscas color café rojizo oscuro dispuestas en capas tabulares medias, intercaladas con capas de limolitas y lodolitas en capas lenticulares (Figura 35). En este segmento se encuentra un tramo cubierto de 216 metros.

FIGURA 35. Capas de arenisca de color violáceo y amarillo ocre, de forma tabular, contactos plano paralelos. Sector La Mesa, Vereda Barrancas, Municipio de Floresta. Las estructuras sedimentarias presentes en este segmento corresponden a estratificación gradada normal especialmente en las areniscas de grano medio a fino, estratificación cruzada de bajo ángulo en las areniscas de grano fino.

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Segmento C. Corresponde a los 81,9 metros siguientes entre los puntos de bastoneo CV- B0, CV-B1, CV-B2, CV-B3 Y CV-B4. El segmento superior de la Formación Cuche está compuesto por areniscas de grano grueso a medio color naranja amarillento pálido muy compactas en capas tabulares gruesas, intercaladas con capas delgadas de limolitas compactas color café rojizo oscuro.

FIGURA 36. Poligonal levantada sobre rocas de la Formación Cuche, Sector La Mesa, Vereda Barrancas, Municipio de Floresta.

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FIGURA 37. Columna estratigráfica generalizada de la Formación Cuche, Sector La Mesa.

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2.5.3 Estudios anteriores, correlación y edad

Kehrer (1933), denominó Piso del Soapága a la serie de limolitas y areniscas de grano fino con intercalaciones de arcillolitas color rojo violeta a crema, posteriormente Olson y Caster (1939), proponen el nombre de Floresta series, para agrupar las unidades que suprayacen el conjunto metamórfico (Cambro- Ordovícico) y que infrayacen la Formación Girón, estos términos en la actualidad no son usados.

El nombre de la Formación Cuche se debe a Botero (1950), quien la designó como una sucesión de capas de arcillolitas de colores blanco amarillento y morado que se encuentran reposando discordantemente sobre la Formación Floresta y están cubiertas discordantemente por la Formación Girón. En el estudio de la Plancha 172 se reporta un espesor de entre 300 y 400 m (Ulloa et al., 2003).

Por el trabajo de Botero (1950), se le da una edad carbonífera, pero según la fauna estudiada por Mojica & Villarroel, 1984, le asignaron una edad comprendida entre el Devónico medio hasta inicios del Carbonífero.

Las discordancias propuestas por Botero, fueron consideradas como estratificación cruzada por Cediel (1976) y basándose en la estratigrafía le asigna una edad Carboniano- Permiana. Moreno (2004), le asigna una edad Carbonífero superior- Frasniano, con base en la ocurrencia de fósiles de peces, ostracodos, y plantas, en la parte media de la unidad.

Reyes (1984), sugiere que el límite superior no existe y se evidencia un hiato ya que fue erosionada antes de la sedimentación de la formación Girón, el mismo autor reporta sectores donde el cretáceo inferior se apoya directamente en discordancia sobre la formación cuche.

Edad y ambiente de depositación. Moreno (2004), le asigna una edad Devónica de acuerdo al contenido fosilífero hallado en esta unidad. En el ambiente de acumulación de la Formación Cuche se identifican fenómenos de transgresión y regresión que corresponden a un ambiente marino somero que luego se invirtió durante un periodo de tiempo considerable que finalmente volvió a ser transgresivo-regresivo, las facies que predominan son facies de arenisca lodosa con estratificación plana paralela correspondiendo a depósitos de respaldo de playa, la facies de areniscas cuarzosas con estratificación cruzada indica posibles canales de marea, facies de areniscas lodosas con láminas de limolita se pueden interpretar como llanuras de marea y facies de arcillolitas y limolitas se plantean como llanuras lodosas.

Correlación. El único ciclo sedimentario definido por Olson y Caster (1939), y que corresponde las Formaciones Tíbet, Floresta y Cuche, puede ser correlacionable con las unidades Devónicas del Grupo Cachiri, que afloran en la serranía del Perijá, las cuales descansan en contacto discordante sobre rocas metamórficas de las Series Perijá. El espesor 79

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total de este conjunto de rocas sedimentarias es de 2438 metros (Liddle et al, 1943 en Moreno, 2004), según los trabajos paleontológicos se encontraron afinidades en la fauna hallada en el Grupo Cachiri por Moreno, 2004, y las encontradas por Royo y Gómez (1941), en el área de Floresta como el caso de la Leptaena Boyaca y Eodevoniana Imperialis entre otras.

Reyes, 1984, dice que la Formación Cuche puede correlacionarse con la parte media y superior de la Formación Gachalá localizada al oriente de la Sabana de Bogotá.

Moreno 2004, considera las Formaciones Tíbet, Floresta y Cuche dentro de un mismo ciclo sedimentario, y las correlaciona con El Grupo Cahcirí de la Serranía del Perijá, Formaciones Labateca / Floresta del Macizo de Santander, Formaciones Lutitas de Pipiral y Areniscas de Gutiérrez del Macizo de Quetame.

2.6 FORMACIÓN GIRÓN (J3g)

En el área del Macizo de Floresta esta unidad se caracteriza porque sus afloramientos están por lo general relacionados con situaciones estructurales especiales, ya sean inclinaciones empinadas de las capas o fallados, que hace que tales afloramientos aparezcan donde las características del terreno son bien resaltadas por su relieve y por la pendiente. Así mismo, la composición litológica de esta Formación con abundancia de óxidos de hierro, no es propicia para la formación de una capa de suelo fértil.

En la zona de estudio la Formación Girón aflora hacia el costado occidental, en una franja delgada con rumbo general N25oE, los mejores afloramientos se observan por la carretera que une a Tobasía con Santa Rosa de Viterbo; en este sector hay variaciones importantes de espesor en sentido norte-sur (Anexo No. 1, plano Geológico), que corresponden a fenómenos tectónicos relacionados a sistemas de fallas de dirección NE-SW que pudieron afectar el proceso de sedimentación así como una paleotopografía irregular.

A nivel general la Formación Girón, está constituida predominantemente por conglomerados, con intercalaciones de areniscas conglomeráticas, a veces de grano medio, y ocasionalmente lodolitas en capas delgadas. Al norte de los Municipios de Nobsa- Belencito, el predominio de los conglomerados es definitivo, con cantos de mayor tamaño- hasta 50 cm en su diámetro mayor. Al norte de la carretera Belén –Paz de Río las intercalaciones de areniscas y arcillolitas se hacen más frecuentes y en espesores mayores. Los conglomerados están compuestos principalmente por cantos provenientes de las areniscas de la Formación Cuche, areniscas y cuarcitas de la Formación Tibet, fácilmente identificados por su color y textura. Hacia el occidente por la vía Tobasía-Floresta, prevalecen los conglomerados, arenitas y limolitas moradas, con un espesor total de unos 200 a 300 m; los conglomerados están formados por guijos y guijarros de cuarcitas y

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arenitas, así como también bloques de arenitas, en una matriz areno arcillosa (Ulloa et al., 2003). No hay referencias que indiquen el espesor mínimo de esta unidad, se registran 500 metros en los flancos Occidental y Oriental del alto el Chulo al sur del río Soapága según Etayo,(1969 ), según Botero (1950) el máximo es de 500 m para la sección entre Otengá- Belén. Cediel (1969) y Reyes (1984), afirman que la unidad puede alcanzar unos 600 m en el río Soapága.

Hacia el costado occidental los contactos superior e inferior de la Formación Girón son discordantes con las Formaciones Tibasosa y Cuche respectivamente, se pueden observar fácilmente por la carretera que conduce de Floresta a Santa Rosa de Viterbo. En el costado oriental se encuentra en contacto discordante con la Formación Floresta y en contacto fallado con el Stock de Otengá y la parte superior de la Formación Tibasosa

La descripción litológica de esta unidad corresponde a la columna estratigráfica levantada por la Vía Tobasía–Santa Rosa de Viterbo plancha 172-I-C-3 (Figura 38, Anexo 20, columna estratigráfica) y la descripción generalizada en la Vereda Barrancas plancha 172-I- C-1.

2.6.1 Sección Estratigráfica, vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo Se localiza a 7 Km, por la carretera que conduce del municipio de Floresta a Santa Rosa de Viterbo, en las coordenadas X =1´123.314, Y= 1´140.652 - base y X=1´122.768 y Y=1´140.467 - techo, comprendidas en las plancha topográfica 172-I-C-3. El rumbo general de las capas es N25oE con un ángulo de buzamiento 33oNW (Figuras 38 y 39, anexos 19 y 20).

El contacto inferior de la Formación Girón, expuesto en esta sección es discordante angular, sobre limolitas y areniscas rojizas de la Formación Cuche, evidenciado por un potente banco de conglomerado basal y el cambio en el sentido del rumbo y ángulo de buzamiento.

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FIGURA 38. Columna estratigráfica generalizada, sección estratigráfica, vía Tobasia-Santa Rosa de Viterbo

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FIGURA 39. Poligonal levantada sobre la vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo, en rocas de la Formación Girón.

El contacto superior con la Formación Tibasosa es discordante con un leve cambio en el buzamiento de las capas. El total del espesor medido es de 226,2 m, la secuencia levantada se dividió en 4 segmentos, teniendo en cuenta sus características litológicas, descritas de base a techo.

Segmento A. Este segmento corresponde a los primeros 9,6 m, desde el contacto discordante con la Formación Cuche en el punto de Bastoneo EA-B1 (Figuras 38 y 39), 83

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compuesto por bancos muy gruesos (1-3 m) de ortoconglomerados, con cantos que van desde 1 a 10 cm de diámetro, constituidos principalmente por areniscas amarillentas y rojizas de grano fino a medio recristalizadas y muy resistentes, embebidas en una matriz arenosa, estas capas se intercalan con capas medias (0,1-0,2 m) de areniscas conglomeráticas. (Figura 40).

Segmento A, hacia el este de la línea amarilla, bancos potentes de conglomerados de la Formación Girón, detalle de conglomerados en matriz arenosa con cantos de 2 a 10 centímetros.

FIGURA 40. Segmento A, sección levantada sobre la vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo, Formación Girón

Segmento B. Corresponde a los 78 m siguientes, entre los puntos de bastoneo EA-B1, EA- B2 , EA-B3, EA-B4 (Figuras 38 y 39) compuestos por areniscas de grano medio a grueso localmente conglomeráticas, moderadamente seleccionadas con cuarzo, feldespatos y fragmentos líticos en menor proporción, , en capas tabulares a cuneiformes gruesas a muy gruesas (0,3 -1 m.),internamente exhiben estratificación cruzada en artesa (Figura 41), eventualmente aparece abundante material carbonoso finamente diseminado , intercaladas con limolitas vari-coloreadas con buena extensión lateral, no exhiben estructuras sedimentarias.

El conjunto forma secuencias grano-decrecientes, con contactos erosivos e inclusión de clastos de lodolitas hacia las bases combadas de las capas de areniscas (Figura 41 A). Estas areniscas están frecuentemente atravesadas por fracturas rellenas de cuarzo lechoso (Figura 41 B). A lo largo de todo el segmento se presentan variaciones en la coloración de ambas fracciones, a manera de „manchas‟ claras lo que da un aspecto abigarrado a las lodolitas y a las areniscas.

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Panorámica parte del segmento B, intercalación de capas medias de areniscas y limolitas en secuencias grano decrecientes A. Estratificación cruzada en artesa en areniscas de grano grueso. B. Fracturas rellenas de cuarzo lechosos en areniscas de grano fino. C. capas conglomeráticas de orto conglomerados con clastos de 2 a 4 cm. D. Muestra de areniscas de grano medio con inclusión de clastos de limolitas hacia la base de capas cuneiformes medias

FIGURA 41. Segmento B, sección levantada sobre la vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo, Formación Girón.

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Segmento C. Corresponde a los 117 metros siguientes, entre los puntos de Bastoneo EA- B4 a EA-B7 (Figuras 38 y 39). Está compuesto principalmente por lodolitas vari- coloreadas en capas medias gruesas sin estructuras sedimentarias internas, con las que se intercalan areniscas de grano medio a grueso, localmente conglomeráticas, ricas en cuarzo, fragmentos líticos y feldespatos en menor proporción, eventualmente aparece abundante material carbonoso finamente diseminado; en capas cuneiformes gruesas y muy gruesas con estratificación cruzada tabular (Figura 42A), bases combadas y marcados adelgazamientos y engrosamientos laterales en el espesor (Figura 42, panorámica). Los contactos inferiores de estas capas se presentan erosivos, son frecuentes las fracturas mineralizadas de cuarzo perpendiculares a los planos de estratificación, se encuentran variaciones de color a lo largo de todo el segmento, las cuales están frecuentemente asociadas a las fracturas mineralizadas, disponiéndose a manera de aureolas, asociadas probablemente a alteraciones de tipo hidrotermal (Figura 42 B).

A. Panorámica segmento C Formación Girón capas medias a gruesas de limolitas y areniscas de grano medio, nótese el adelgazamiento lateral de espesor. A´. Detalle de estratificación cruzada tabular en las capas de areniscas y fracturas rellenas de cuarzo. Detalle de variaciones en la coloración a manera de „manchas‟ en las areniscas, asociadas a las mineralizaciones de cuarzo. FIGURA 42. Segmento C, sección levantada sobre la vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo

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A 4 metros del punto de bastoneo EA-B7, se recolectó una muestra para análisis petrográfico, correspondiente a una de las capas de arenisca conglomerática descrita anteriormente, el análisis de la sección delgada muestra que se trata de areniscas lodosas levemente conglomeráticas compuestas por cuarzo subangular (58%), fragmentos líticos (7%) y ortoclasa (2%), la matriz en proporción de 20% está compuesta por óxidos de hierro (13%), cuarzo (8%), sericita (5%) y fragmentos líticos (5%) con cemento ferruginoso (Figura 42 B).

Segmento D. Corresponde a los 21,6 m, desde el punto de Bastoneo EA-B8 hasta encontrar el contacto transicional con las areniscas basales de la Formación Tibasosa, la base de éste segmento está marcada por una capa muy gruesa (2 m) (Figuras 38 y 39), de conglomerado oligomíctico en matriz arenosa y areniscas conglomeráticas (Figura 43), el tamaño de los clastos varia de 2 hasta 4 cm (Figura 43 A), la matriz está compuesta por arenisca de grueso a medio hasta conglomerática, color rojizo a rojizo violeta, el conjunto grada lentamente a areniscas de grano medio a grueso en capas medias lenticulares con estratificación cruzada en artesa y capas delgadas lenticulares de areniscas, intercaladas con limolitas en las que eventualmente aparecen niveles conglomeráticos delgados, con cantos de limolitas, areniscas amarillentas y violáceas de grano fino levemente orientados (Figura 43 B y C), en este nivel las fracturas están rellenas de cuarzo, hacia el techo de este segmento aumenta el espesor de las capas de arenisca, junto con una pequeña variación del ángulo de buzamiento, además de un cambio en la coloración de estas capas pasando de rojizo violáceo a blancas verdosas y blancas, color que es aportado por el alto contenido de clorita de las areniscas del techo, lo que marca el contacto con las areniscas basales de la Formación Tibasosa.

2.6.2 Secciones estratigráficas generales alternas. En la parte oriental del área de estudio se levantaron dos secciones estratigráficas de esta unidad, una en la vía que de Beteitiva conduce a la Inspección de Policía de Otengá y la segunda sobre la vía que de la vereda Tonemí conduce al Municipio de Corrales.

Sección Vía Vereda Tonemí-Corrales. Se observa un conjunto de capas muy gruesas de conglomerados, mal seleccionados, que alcanzan espesores de hasta 20 m, con cantos de cuarzo lechoso y ahumado sub-angular hasta de 6 cm de diámetro y cantos de areniscas silíceas de color rojizo, gris y amarillo, con tamaños de grano que van desde fino a grueso y ocasionalmente conglomeráticas, de hasta 10 cm de diámetro, sub-redondeadas a redondeadas, embebidos en una matriz arcillo-arenosa, de color violáceo (Anexos 21 y 22).

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FIGURA 43. Segmento D, sección levantada sobre la vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo, Formación Girón.

Panorámica segmento D de la Formación Girón, base del segmento al este de la línea amarilla, banco potente de conglomerado que marca la base del segmento. A. Detalle de conglomerado oligomícticos en matriz arenosa con clastos de 2 a 4 centímetros, redondeados y achatados. B. Detalle de niveles conglomeráticos intercalados entre las capas de limolitas y areniscas de grano fino a medio, con leve orientación de las gravas. C. Detalle de niveles delgados conglomeráticos intercalados con las capas de lodolitas y areniscas de grano fino muy meteorizadas del techo de la Formación Girón.

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Estos conjuntos de capas de conglomerados se encuentran intercalados con lodolitas de color violáceo muy fisiles, y capas tabulares de areniscas de grano medio a levemente conglomeráticas, de hasta 6 m de espesor, las cuales se hallan intercaladas con lodolitas color amarillo y esporádicamente blanco amarillento. Las areniscas exhiben un color amarillo rojizo y contienen feldespatos potásicos alterados, además de pequeños cristales de malaquita. Este conjunto correspondería litológicamente al Segmento A de la sección levantada por la carretera Tobasía – Santa rosa de Viterbo.

Sección Vía Beteitiva-Otenga. Se levantaron 483 m (Anexo 23), conformados por un conjunto de capas muy gruesas de conglomerados polimícticos, (sección petrográfica 172- I-D-3-OG-001-GR), de colores crema verdosos a rojizos, de hasta 50 m de espesor, intercalados con areniscas conglomeráticas, con guijarros verdes (líticos de rocas metamórficas) embebidos en matriz areno limosa de color violeta a rojizas y amarillas, intercaladas con capas delgadas de lodolitas violetas; ocasionalmente en algunos sectores se observan fracturas rellenas de cuarzo lechoso en diferentes direcciones. En la Figura 44 se muestra la correlación de las secciones levantadas en el área de estudio.

2.6.3 Estudios anteriores, correlación y edad El nombre de Formación Girón fue propuesto por Hetner (1892), para designar las Series del Girón o sucesión de areniscas, limolitas rojas y conglomerados, que se hallan expuestas al oeste de Bucaramanga. Posteriormente Langenheim (1954), designó como Formación Girón a la secuencia que descansa sobre la Formación Bocas y que está por debajo de la Formación Tambor, y estableció como localidad tipo el cañón del río Lebrija. Finalmente Cediel, 1968, la eleva al rango de grupo, denomina la parte inferior como Formación Girón y la parte superior, como Formación Los Santos.

La mejor exposición de la Formación Girón se encontró en la carretera de Santa Rosa a Floresta. Allí, la Formación comienza con un conglomerado basal compuesto por cantos poligénicos mal seleccionados, sub-angulares a sub-redondeados, con diámetro entre varios centímetros y un decímetro. Siguen luego areniscas feldespáticas de grano grueso hasta conglomeráticas interrumpidas con frecuencia por intercalaciones de limolitas rojo ladrillo a violáceas. Las estructuras primarias más comunes son: estratificación cruzada a mediana y grande escala (de tipo torrencial), estructuras de erosión y relleno, estratificación ondulosa a grande escala y paleocanales. En resumen dichas estructuras determinan un ambiente terrestre de sedimentación con energía variable, sobre todo alta, correspondiente seguramente a una región de piedemonte con los sub-ambientes característicos de llanuras de inundación y cauces de corrientes fluviátiles.

Mojica y Villarroel (1984), le asignan una edad Jurásico superior de acuerdo a su posición estratigráfica regional. Según las estructuras sedimentarias y el conjunto de elementos arquitecturales encontrados en el presente trabajo se pueden interpretar como propia de ambientes fluviales con llanuras de inundación muy marcadas en el segmento C de la columna levantada por la vía Floresta–Santa Rosa, representadas por las capas gruesas de 89

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lodolitas violáceas. Las capas cuneiformes de areniscas de grano grueso con estratificación cruzada en artesa y tabular, e intraclastos hacia las bases combadas, permiten inferirlas como propias de canales fluviales con alguna acumulación de terrazas fluviales y flujos de detritos representados por los bancos de conglomerados y las capas de areniscas conglomeráticas.

Correlación. Reyes (1984), afirma que los estratos rojos de la Formación Girón tienen gran extensión sobre la Cordillera Oriental, estos depósitos son correlacionables hasta la Sierra Nevada de Santa Marta, el sur de la Guajira y la Serranía de Perijá. Kehrer (1937), reconoce una sucesión similar de capas rojas hacia la Serranía del Perijá y la denominó Formación La Quinta correlacionable con la Formación Girón.

2.7 FORMACIÓN TIBASOSA (K1b3t)

La Formación Tibasosa aflora en la región occidental del área estudiada, entre Santa Rosa de Viterbo y Belén, además aflora en el costado Oriental, donde su continuidad es interrumpida por la Falla inversa de Soapága, allí se encuentra por debajo de la Formación Une en contacto concordante.

Al oriente del área de estudio aflora en una franja con dirección sur–norte, desde la Vereda el Tobo-Cerro Corrales hasta la Vereda Villa Franca, el contacto con la unidad infrayacente (Formación Girón) es discordante y el contacto superior con la Formación Une de tipo concordante.

2.7.1 Sección vía Tobasía–Santa Rosa de Viterbo La descripción litológica de la parte basal de la Formación Tibasosa se realizó por la carretera que conduce de Santa Rosa de Viterbo a Tobasía, en donde se describieron 111,5m. Esta sección se localiza aproximadamente a 8 Km, por la carretera que comunica los municipios de Floresta y Santa Rosa de Viterbo, en las coordenadas X=1123112 y Y=1140453, base y X= 1125691 y Y=1136767 techo, el rumbo general de las capas es de N50oW con un ángulo de buzamiento de 8oSW, el espesor total medido en esta sección fue de 110,96 m. (Figuras 44 y 45, anexos 24 y 25).

Esta sección corresponde a la parte inferior de la Formación Tibasosa y está compuesta por areniscas de grano medio a grueso, localmente conglomeráticas, con abundante cuarzo, muy compactas, y de buena selección.

Segmento A. Corresponde a 22,4 m. medidos desde el punto de bastoneo EA-B9. Es difícil establecer un límite exacto para el contacto inferior de la Formación Tibasosa con la Formación Girón, se observa un aumento progresivo en el contenido de la fracción arenosa y el espesor de las capas, acompañado por un cambio en sentido del rumbo y el ángulo de buzamiento, con lo que se infiere el contacto basal de tipo discordancia angular. 90

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FIGURA 44. Correlación Estratigráfica Secciones Levantadas - Formación Girón

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Este segmento está compuesto principalmente por una sucesión de areniscas de grano medio a grueso, con abundante cuarzo, moderadamente seleccionadas, muy compactas, internamente estas capas lentiformes de hasta 1,5 m. no exhiben estructuras sedimentarias, están intercaladas y „embebidas‟ con lodolitas y areniscas violáceas-verdosas dispuestas a manera de „matriz‟ sin elementos arquitecturales claros (Figura 46). Los contactos entre las capas son erosivos incluyendo clastos de limolitas violáceas hacia las bases de las capas de areniscas.

FIGURA 45. Poligonal levantada sobre la vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo, Formación Tibasosa. 92

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FIGURA 46. Columna estratigráfica generalizada, sección vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo.

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FIGURA 47. Segmento A, Formación Tibasosa A. Miembro inferior de la Formación Tibasosa, capas lenticulares a cuneiformes muy gruesas a delgadas de areniscas intercaladas con limolitas violáceas, nótese las variaciones laterales en el espesor de las capas de areniscas y la disposición a manera de matriz de la fracción fina. B. Restos de material vegetal – Segmento A de La Formación Tibasosa. C. Capas delgadas con características pedogenéticas Segmento A Formación Tibasosa – Vía Santa Rosa - Floresta, intercaladas con lodolitas grises muy bioturbadas. D. Microfotografía sección delgada muestra EA-012-CB, clasificación: Cuarzoarenita.

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Segmento B. 88,56 m. siguientes entre el punto de bastoneo EA-B9 y EA-B10, está compuesto predominantemente por areniscas de grano medio a grueso localmente conglomeráticas, con abundante material carbonoso, finamente diseminado, como parte de la matriz y del cemento, muy compactas, de moderada selección, y fuertemente cementadas. Dispuestas en capas tabulares medias a gruesas de hasta 90 cm (Figura 47).

Las capas de areniscas se encuentran en pequeñas sucesiones granodecrecientes con intercalaciones de lodolitas vari-coloreadas en capas lenticulares de poca extensión lateral, el color de las lodolitas varia de pardo amarillento a rojizo, el contenido de material orgánico aumenta y aparecen delgados horizontes con características pedogenéticas (Figura 47A), y estructuras convolutas asociadas a deformaciones sinsedimentarias (Figuras 47 B).

Hacia la parte inferior del segmento aparecen lodolitas rojizas con laminación plana paralela continua, en capas tabulares delgadas de 1 a 5 cm de espesor, con gran extensión lateral y abundancia de óxidos de hierro – hematita y limonita, estas delgadas capas rojas están intercaladas con lodolitas grises claras a negras, en capas medias con laminación plana paralela incipiente, muy bioturbadas, y abundancia de material vegetal finamente diseminado asociado a pequeños restos de vegetación. (Figura 47C).

A 3 m. del punto de bastoneo EA-B11 se recolectó una muestra para análisis petrográfico- EA-012-CB, correspondiente a una de las capas de areniscas la cual se clasificó como cuarzoarenita de grano medio de buena selección compuesta por cuarzo 79% ortoclasa 4% trazas de moscovita y circón, con poca matiz y cemento silíceo (Figura 48 C).

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FIGURA 48. Segmento B, sección vía Tobasía-Santa Rosa de Viterbo, Formación Tibasosa Intercalación de areniscas y lodolitas en capas tabulares gruesas, A. Horizontes delgados con características pedogenéticas, con coloraciones marrones. B. Estratificación convoluta en las capas delgadas de lodolitas, C. Areniscas moteadas con alto contenido de material orgánico diseminado, superficies onduladas y desarrollo de estratificación cruzada cabalgante incipiente. 96

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2.7.2 Secciones estratigráficas generales alternas. Sección El Olivo, Quebrada Tobal

Esta sección se levantó por la vía de acceso que conduce a la granja de resocialización de Santa Rosa de Viterbo cuyo punto de inicio corresponde a las coordenadas X: 1´126.400, Y: 1´149.892 y punto final X:1´122.598, Y:1´143.455, a una altura promedio de 2815 msnm y corresponde a dos segmentos.

Segmento A. Compuesto por conglomerados matriz soportados polimícticos compactos en capas tabulares gruesas, con clastos de arenisca de grano fino a medio mal seleccionadas y clastos de cuarcita en tonos rojo oscuro y naranja amarillento oscuro, dispuestos en secuencias grano-decreciente de base a techo que evidencia un alto grado de transporte en ambientes de alto régimen, intercaladas con capas delgadas de limolita color rojo oscuro y areniscas de grano fino color naranja amarillento oscuro. (Anexo 27).

Segmento B. Corresponde al intervalo entre los puntos de bastoneo CV-B0 Y CV-B5, con un espesor de 147 metros, localizado por la vía que conduce a la granja de resocialización de Santa Rosa de Viterbo. Se caracteriza por la intercalación de capas muy delgadas de limolitas color amarillo grisáceo, con capas gruesas de areniscas calcáreas de grano fino, bien seleccionadas, color rojo oscuro, presencia de óxidos de hierro, moderadamente seleccionadas. A 54 metros del punto de bastoneo CV-B2 se encontró fauna de tipo equinoideo. En este segmento se recolectó una muestra para análisis petrográfico CV-007-P, clasificada como limolita, con cuarzo como principal componente, clorita en menor proporción y abundancia de óxidos de hierro como constituyente principal de la matriz y del cemento (Figura 48 D). Las estructuras sedimentarias presentes en el segmento corresponden a estratificación plana paralela, estratificación cruzada de bajo grado y estratificación mixta ondulosa, presentes en las capas de arenisca calcárea, y las lodolita gris verdosas. Además se observa sedimentación blanda en las capas de arenisca friables. (Figura 48 A y B).

Descripción Afloramientos vía Corrales-Busbanzá. En este sector la Formación Tibasosa se encuentra parcialmente expuesta y fuertemente tectonizada

Afloramiento Vereda El Tobo. Conjunto de capas de areniscas gruesas a muy gruesas, de grano medio, color gris claro, con cristales de cuarzo subredondeados a redondeados, cemento silíceo, intercaladas con lodolitas carbonosas color gris oscuro con abundante moscovita. La secuencia está altamente tectonizada y son pocos los lugares en donde se puede apreciar, se observa principalmente en la Vereda El Tobo en el municipio de Corrales en cercanías al Cerro Corrales, y en la margen derecha de la vía que de corrales conduce a Busbanzá.

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FIGURA 49. Rocas de la sección estratigráfica El Olivo, quebrada Toba, Formación Tibasosa A. Sedimentación Blanda, en areniscas de grano fino. B. Laminación plana paralela continua y blanda. D. Muestra CV-007-P, limolita.

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Afloramiento Vereda Tonemí. Se observa areniscas de grano medio color gris oscuro, frecuentemente atravesadas por venillas de cuarzo, materia orgánica y fósiles (muestra JP- 080-P), con intercalaciones menores de lodolitas color amarillo, también es típico encontrar lodolitas arenosas grisáceas con clorita (Muestra JP-036-P) y calizas lumaquélicas, esporádicamente intercaladas con lodolitas carbonosas color gris oscuro. En el área de estudio se observan varios afloramientos de caliza, las capas son de gruesas a muy gruesas, altamente fracturadas y afectadas por fallas por lo cual es común observar espejos de fricción. Este afloramiento se encuentra expuesto en la vía que de la Vereda Tonemi, conduce al municipio de Corrales. En la Figura 50 se muestra la correlación para las secciones levantadas dentro del área de estudio.

2.7.3 Estudios anteriores, correlación y edad Esta Formación infrayace discordante a la Formación Girón, la sección tipo aflora en el Municipio de Tibasosa. El nombre y el rango de la unidad fueron propuestos por Renzoni, 1981, quien la dividió en 4 Miembros, denominados de base a techo como: 1. Miembro Basal, compuesto por conglomerados, limolitas y areniscas, a veces conglomeráticas; 2. Miembro Calcáreo Inferior, constituido principalmente por shales, calizas arenosas y areniscas; 3. Miembro Arenáceo Intermedio, compuesto por shales y areniscas; y 4. Miembro Calcáreo Superior, compuesto por shales, caliza lumaquélica y areniscas.

Reyes (1984), considera los tres Miembros Inferiores como Formación Tibasosa y eleva al grado de Formación al Miembro Superior aflorante en el área Sogamoso-Nobsa donde se concentran las calizas, denominándolo Formación Belencito.

Renzoni (1981), considera que la Formación Tibasosa disminuye su espesor total en dirección norte-sur, y le asigna un espesor de 574 m en la localidad de Toledo y de 355 m en cercanías de la población de Tibasosa (Quebrada Guadube). De esta formación, Renzoni, 1981, cita fauna colectada en el Miembro calcáreo Inferior y Miembro calcáreo superior, que indican una edad probable de Hauteriviano y mediados o finales del Albiano, respectivamente.

Los estudios sobre esta Formación, indican que en la parte basal, el depósito es de tipo litoral atestiguado por la presencia de calizas terrígenas, la parte media es submareal con presencia de calizas menos detríticas que las de la base y la parte superior son de plataforma, representada por lodolitas. La secuencia corresponde a un avance marino sobre el macizo que cada vez está más cubierto, avance que se prosigue hasta el Aptiano.

Correlación. Reyes (1984), correlaciona el nivel inferior arenoso de la Formación Tibasosa con las areniscas de la Formación Cáqueza localizadas al oriente de la Sabana de Bogotá, el nivel medio con las partes media e inferior de la Formación Paja del área de Villa de Leyva. El nivel Superior o Formación Belencito, lo correlaciona con los Miembros Tibú y

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Aguardiente de la Formación Uribante en el Norte de Santander y la Formación Fómeque localizada al oriente de la Sabana de Bogotá.

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FIGURA 50. Correlación Estratigráfica Secciones levantadas - Formación Tibasosa

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2.8 FORMACIÓN UNE (K2k1u).

La Formación Une solo aflora en el lado oriental del área estudiada, abarca un área de 0,8 Km2, en una franja delgada, de dirección NE, en su mayoría cubierta por vegetación; esta unidad se encuentra suprayaciendo en contacto concordante a la Formación Tibasosa e infrayaciendo a la Formación Chipaque en contacto transicional concordante. En toda la franja la formación está invertida por acción de la Falla de Soapága y aparentemente disminuye su espesor de norte a sur.

Al sur-occidente del Municipio de Beteitiva, sobre la vía que comunica a esta población con la Inspección de policía de Otengá, se levantó una sección estratigráfica de 86,1 m, (Figura 49, anexo 28), conformada por una sucesión de areniscas cuarzosas de grano fino a medio, de colores grises, bien seleccionadas, con cemento silíceo, en capas delgadas a gruesas y lodolitas grises oscuras a negras, micáceas, en capas muy delgadas a medias.

2.8.1 Estudios anteriores, correlación y edad. El término Formación Une fue propuesto por Hubach (1931), al describir una secuencia de arenitas que aflora en la carretera Bogotá-Villavicencio, entre Chipaque y Cáqueza que representa la parte media del Grupo Villeta. Renzoni (1962), utilizó este término con categoría de formación, al describir la sucesión litológica que aflora en las secciones de las carreteras Une-Fosca y Choachí–Bogotá (Ulloa et al., 2003). En el área de estudio esta Formación descansa concordantemente sobre la Formación Tibasosa.

La Formación Une consta de una alternancia de cuarzoarenitas de grano fino a medio, grises claras a blancas, cemento silíceo, bien seleccionadas, en capas delgadas a muy gruesas, y lodolitas grises oscuras a negras, en capas delgadas, plano paralelas, cuyos espesores varían entre 0,60 m y más de 10 m (Ulloa et al., 2003).

El contacto superior con la Formación Chipaque, es concordante y transicional, y se marca a la base de una secuencia espesa de lodolitas. Bürgl (1957), describe hacia la parte alta de la Formación Une, una fauna procedente de los alrededores de Choachí, que indicaría una edad de Cenomaniano; con base en las edades propuestas por estos autores, la Formación Une representaría una edad comprendida entre el Albiano y el Cenomaniano.

Los ambientes de depósito de la Formación Une, hacia su base, están representados por depósitos fluviales de relleno de canal en ríos meándricos y de llanuras aluviales de inundación como los atestiguan las capas de cuarzoarenitas. Hacia la parte superior la sucesión corresponde a depósitos de llanuras mareales con arenitas finas cortadas por canales y llanuras de marea lodosa, o lagoons (Geoestudios, 2006).

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Correlación. La Formación Une se suele correlacionar con la Formación Aguardiente de la cuenca de Maracaibo, la cual presenta buenos afloramientos en el sector de Capitanejo (Santander) sobre el río Chicamocha al norte del área aquí estudiada.

FIGURA 51. Columna estratigráfica de la Formación Une, sección Beteitiva-Otengá.

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2.9 DEPÓSITOS NEÓGENOS-CUATERNARIOS

2.9.1 Depósito Fluvío-lacustre (Qpl) En el valle de Floresta se observa un depósito conformado por material medianamente consolidado de conglomerados aluviales, compuestos por cantos redondeados de limolitas amarillentas y violáceas, cuarcitas y areniscas feldespáticas, en matriz limo-arenosa. Conservan la morfología de terraza aluvial y alcanzan hasta 15 metros de espesor (Figura 50).

FIGURA 52. Valle de Floresta- Cuaternario Aluvial La constitución predominante de estos conglomerados de material proveniente del desmantelamiento erosivo de las Formaciones Cuche, Girón, y Floresta (Figura 51). La no presencia de material proveniente de rocas cretácicas indica que probablemente la Formación Tibasosa nunca se depósito en esta área, lo cual refuerza la hipótesis de que el Macizo de Floresta se mantuvo como un paleo-alto.

FIGURA 53. Cuaternario Aluvial, compuesto por cantos redondeados a subredondeados de areniscas amarillentas a violáceas en matriz limo arenosa - municipio de Floresta

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2.9.2 Depósitos Coluviales (Qc) Se localizan cubriendo las laderas de los cauces de las corrientes de agua en la zona, no son depósitos muy extensos debido al bajo caudal de las fuentes hídricas en el área. Están constituidos por una mezcla heterogénea de materiales sin consolidar, compuestos principalmente por bloques en matriz limo arenosa, se pueden observar conformando taludes cerca en la periferia de cauces inactivos, cubiertos frecuentemente por vegetación. Se observan en los alrededores de los valles de Floresta y Cuche y por la carretera que de Tobasía conduce a Santa Rosa de Viterbo, posiblemente son el resultados de continuos desprendimientos de las Formaciones que afloran en el sector, como consecuencia de la dinámica de la falla de Tutazá (Figura 52).

FIGURA 54. Depósitos coluviales, observados por la vía que conduce de Tobasía a Floresta.

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3. TECTÓNICA

La sismicidad en el NW del territorio Colombiano indica la interacción entre el bloque de Panamá y el bloque Andino del Norte, a raíz de la colisión del arco de Panamá con Sudamérica. Estos movimientos de placas producen una serie de fallas de sentido SE-NW, como las fallas de Romeral, Cauca-Patía, Soapága y la del borde Llanero de la Cordillera Oriental y la Falla de Bucaramanga–Santa Marta. Figura 53.

Reyes (2004), establece que para concebir un modelo tectónico de la Cordillera Oriental se debe considerar el esquema clásico de Cadena (arco-cordillera)- Ante país. El modelo más sencillo es el de la falla de cabalgamiento, convergiendo en una sola dirección. Este tipo de estructura implica grandes acortamientos de la corteza terrestre, desarrollando un sistema imbricado de propagación de fallas (Mitra, 1986) y un sistema dúplex por colapso de la rampla (Bayer y Elliot, 1982; Van der Plujim and Marshak, 2004).

El sistema imbricado de propagación de fallas es el más común en la zona de estudio con grandes fallas paralelas que cabalgan hacia el oriente. Sobre las fallas principales de cabalgamiento, como Soapága y Boyacá, se sospecha que terminan las fallas menores hacia profundidad en las zonas donde las grandes fallas tienen un ángulo menor (Kammer y Sánchez, 2006). En algunos casos el fracturamiento es intenso sin un patrón definido por lo que se presupone una componente de rumbo en el movimiento de las grandes fallas.

Reyes (1984) concluye, del análisis estructural de la cordillera Oriental, que la corteza tuvo una deformación progresiva, ocurrida en dos fases sucesivas: Una primera fase compresiva que consistió en un buckling con despegue de la cobertera sedimentaria, creando un sistema lineal de pliegues y activando las fallas preexistentes, del Mioceno Superior y una segunda fase compresiva y transgresiva con generación de superficies de corrimiento y cabalgamiento en correspondencia de discontinuidades tectónicas preexistentes involucrando el basamento, esta segunda fase ocurrió en el lapso del Plioceno Inferior Tardío al Plioceno Superior.

El acortamiento causado por el sistema imbricado oriental de la cordillera es de cerca de 105 Km, según Covey y Dengo (1993), quienes basaron sus cálculos en secciones geológicas balanceadas. Lo anterior fue confirmado por Cooper et al. (1995), quienes determinaron una reducción de 68 Km.

El Macizo de Floresta está delimitado longitudinalmente por las fallas, de Boyacá al noroccidente y la de Soapága al suroriente, ambas con rumbo SW-NE, lo cual condiciona la configuración alargada del macizo en esa dirección (Figura 53).

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FIGURA 55. En la parte superior, distribución de las principales fallas que afectan el territorio Colombiano, adaptado de Acosta, 2002. La imagen inferior derecha, modelo esquemático, localización de los diferentes tipos de rocas aflorantes en la parte central de la Cordillera Oriental, modificado del Atlas Geológico de Colombia, INGEOMINAS, 1997 y De Freitas et al, 1997 en Velandía, 2005. 107

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La estructura geológica de la Cordillera Oriental en la región central (Macizo de Floresta) coincide con el modelo clásico Cordillera - Antepais, en este se ubican las diferentes fallas que alteran la parte geológica y geomorfológica del Macizo, afectando la secuencia estratigráfica (Figura 54). En el modelo se observa como las fallas de Boyacá y de Soapága ponen en contacto brusco secuencias sedimentarias diferentes originadas en cuencas diferentes y muy lejanas entre sí, por lo tanto se considera que el acortamiento generado por los cabalgamientos es considerable.

FIGURA 56. Modelo de la Cordillera Oriental tomado de Depaor, 1.988 y adaptado al Macizo de Floresta.

El modelo además muestra la existencia de una lámina tectónica correspondiente a la región poco deformada de mesas y cuestas localizadas al occidente de la Falla de Boyacá, el sistema de escamas o bloques imbricados, localizadas al occidente de la Falla de Boyacá y el sistema de escamas convergiendo hacia los Llanos Orientales, ubicado al oriente de la Falla de Soapága. Esto indica que esta falla forma parte del sistema imbricado oriental de la cordillera (Figura 54). Algunas fallas antitéticas como la Falla de Tutasa presentan una inclinación contraria al cabalgamiento regional, lo que se asocia a sistemas normales de fallas relacionadas con rifts producto de la extensión (Kammer y Sánchez, 2006; Van der Plujim and Marshak, 2004).

En la zona axial del Macizo de Floresta, afloran las rocas más antiguas de la región (basamento cristalino), la serie del paleozoico superior y la Formación Girón. La disposición de la discordancia cretácea claramente indica que la deformación final es un gran anticlinal con cabeceo hacia el suroccidente, donde los estratos de la Formación

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Tibasosa cierran la estructura (periclinal de Tibasosa). Hacia Sativanorte, al nororiente de Paz del Río, se presenta también un suave cabeceo sin que, en todo caso, haya una clara estructura periclinal.

El Macizo de Floresta a través del tiempo ha estado sometido a eventos geológicos que han marcado cambios relevantes tanto en el aspecto tectónico como en la petrología – estratigrafía de las rocas aflorantes. Tectónicamente la zona está limitada principalmente por dos fallas paralelas, regionales de dirección noreste como son la falla de Soapága al oriente del sector y la falla de Boyacá al occidente, a la vez se presentan varias fallas locales como es el caso de la falla de Duga, la falla de Tutasá, el sistema de fallas de San Joaquín y la falla de Tobasia entre otras, y varias fallas satélites generadas por la falla regional de Soapága como es el caso de la falla el Tobo. Los ejes de las estructuras regionales tales como el anticlinal y sinclinal de Tenería y el anticlinal de la Floresta, preservan una dirección preferencial NE-SW, producto de una tectónica compresiva.

El anticlinal asimétrico de Floresta en el hangingwall de la falla de Soapaga muestra el flanco oriental vertical e invertido y expone unidades sedimentarias devónicas. En Nobsa, el anticlinal de Floresta termina en una estructura periclinal conforme a la falla de Soapaga asume un tren de dirección E-W.

Estructuralmente el macizo se puede dividir en tres unidades tectónicas principales, la unidad Pre-devónica, la unidad del Paleozoico Superior y la unidad Eocretácea.

Unidad tectónica pre-devónica, compuesta en su mayor parte de rocas metamórficas intensamente deformadas en pliegues de tipo similar, con intrusiones ácidas sincinemáticas. En la mayoría de los afloramientos la roca intrusiva se presenta como una cataclasita, resultado de la deformación y levantamientos sufridos durante las diversas fases tectónicas.

Unidad tectónica del Paleozoico superior, constituida por las formaciones Tíbet, Floresta y Cuche, deformada en una fase orogénica al final del Paleozoico. Los plegamientos visibles en la Formación Cuche son de tipo concéntrico, como se puede observar en el sector entre Cuche y Nobsa, o también en el cañón del río Soapága. Existen algunas zonas sumamente disturbadas, ligadas ciertamente a fallas importantes, cubiertas posteriormente por la transgresión cretácea (ladera derecha del valle de Iraca). Se puede observar una directriz NNE-SSW de los ejes de los pliegues.

Unidad tectónica Eocretácica, Comprende los estratos del Cretáceo Inferior incluyendo toda la formación Une. La Formación Girón, que subyace a la sucesión cretácea en una suave discordancia angular, hace parte de esta misma unidad tectónica, ya que muestra un comportamiento estructural similar. Las deformaciones que afectan la unidad se traducen en pliegues amplios, como es el caso del Anticlinal de Tibasosa-Floresta, cuyo flanco suroriental está invertido o en posición vertical al contacto con la falla de Soapága. El flanco noroccidental normal, con buzamiento alrededor de los 25°, presenta extensas

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superficies de pendiente estructural (dip slope), en general localizadas sobre el techo de conjuntos duros como la Formación Une (Cerro la pedrera al oriente de Duitama), o las areniscas basales de la Formación Tibasosa (Santa Rosa de Viterbo).

Fuera de las dos fallas regionales Boyacá y Soapága, otras fallas importantes dislocan las formaciones del Cretáceo Inferior, afectando también la serie del Paleozoico Superior e incluso, el basamento cristalino (Falla de Tutasá y de Duga). Figura 55.

FIGURA 57. Modelo geológico del área de estudio.

3.1 FALLA DE SOAPÁGA

El área de estudio limita al este con los municipios del corrales y Beteitiva en sentido Norte sur y se extiende en su costado oriental paralelo al rio Chicamocha, en este espacio se localiza una de las principales fallas de tipo regional que se extiende hasta chocar con la falla de Bucaramanga al NE del área. Varios autores coinciden en que esta falla es de cabalgamiento con una componente en el rumbo, esta componente define la presencia de pequeñas áreas de cizalla la cual deforma lateralmente la dirección del cabalgamiento (Velandia, 2005; Kammer y Sanchez, 2006). La falla de Soapága controla la conformación morfoestructural del área teniendo en cuenta que separa dos provincias muy diferentes y es clara su intervención en el control de las facies de los depósitos sedimentarios 110

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principalmente durante el Paleógeno y Neógeno. A lo largo del área de estudio, la falla presenta un rumbo constante NNE – SSW, el ángulo de inclinación es incierto, para este estudio se toma el buzamientos de 60° utilizado por Ulloa et al. (2003). La Falla de Soapága está desplazada diagonalmente por fallas direccionales dextrolaterales creando complicadas estructuras con imbricaciones menores, originando pequeñas escamas locales, siempre con cabalgamientos hacia el oriente.

La Falla de Soapága al igual que otras grandes fallas de cabalgamiento de la Cordillera Oriental se originaron durante el Mesozoico como parte de una megasecuencia synrift relacionada con la separación de Norte y Suramérica, en el Mioceno dichas fallas, que controlaban la cuenca, se invirtieron debido a la actividad convergente en el norte de Suramérica y dieron lugar a la Cordillera Oriental. La convergencia desde el occidente causo que la mayoría de esas fallas tengan una inclinación al occidente y un cabalgamiento hacia el oriente, y por ende un acortamiento de la corteza (Cooper et al., 1995 y Dengo y Covey, 1993).

La tectónica del sector al oriente del área estudiada está afectada regionalmente por la falla de Soapága, la que a su vez controla el curso del rio Chicamocha, al oeste la falla desplaza e invierte las rocas sedimentarias aflorantes, de edad cretácica, generando a su vez fallas menores, transversales donde los lineamientos presentan una dirección NW y SE.

La traza de la Falla de Soapága nos muestra un gran contraste en la expresión morfológica de la zona estudiada, esta falla alinea drenajes, generando gran cantidad de escarpes de falla, espejos de fricción, fracturamiento de los estratos más competentes e inversión de la Formación Tibasosa y parte de la Formación Girón.

La falla de Soapága además de ser una falla longitudinal es una estructura de cabalgamiento que ha generado micro estructuras dúplex locales a lo largo de la formación Tibasosa, se observan algunos lineamientos, los cuales muestran cortes transversales a la dirección preferencial del rumbo de la Falla de Soapága.

3.2 FALLA DE BOYACÁ

Su trazo se puede identificar al occidente, fuera del área de estudio, es de gran importancia por ser junto con la Falla de Soapága las estructuras regionales más relevantes en cuanto a cambios tectónicos se refiere por que han controlado el desarrollo del Macizo de Floresta. Su trazo ha sido identificado desde Onzaga hasta el occidente de Paipa, esta falla pone en contacto rocas del Jurásico con rocas del Cretáceo y del Paleoceno, (Vargas et al., 1987; Ulloa et al., 1998; Renzoni y Rosas, 1983). Los autores citados anteriormente coinciden en manifestar que la falla aflora hasta el sector de Sotaquirá, sin embargo mediante imágenes satelitales se ha identificado el trazo de la Falla prolongándose hacia el SW, con posible continuidad a lo largo del flanco SE del Anticlinal de arcabuco (Velandía, 2005).

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A lo largo del trazo de la falla se identifican algunos ganchos de flexión, al norte del Municipio de Paipa, los cuales afectan depósitos aluviales, antiguos del Plioceno, Reyes, (1997, 2001) y que han sido cartografiados como parte de la Formación Tilatá, (Renzoni & Rosas, 1983), lo que indicaría actividad tectónica durante el Plioceno o quizás posterior.

3.3 FALLA DE TUTASÁ

Este sistema de Fallas va paralelo a las Fallas de Soapága y Boyacá, principales fallas que limitan el Macizo de Floresta, tiene una longitud de 28 Km con un plano de falla inclinado hacia el E y dirección general N25°E, hacia el norte del área de estudio pone en contacto las Formaciones Tíbet y Cuche, hacia el sur la falla tiene dirección preferencial NS, y pone en contacto unidades del Devónico (Formación Floresta), con rocas del Cretácico Superior (Formación Tibasosa), mas hacia el SW pone en contacto rocas de la Formación Tíbet y Floresta con unidades del carbonífero (Formación Cuche).

Hacia el sur la falla se divide en un sistema de fallas de difícil interpretación. Dicho sistema de fallas podría estar asociado a un movimiento de rumbo o cizalla creando un sistema de fallas complicado que se divide cerca a la superficie (Van der Pluijm and Marshak, 2004). La Falla de Tutasá, al igual que la falla de Soapaga, parece haberse originado durante el Mesozoico producto de la extensión de la litosfera, pero con una dirección contraria (antitética) a la Falla principal de Soapaga (Kammer y Sánchez, 2006).

3.4 SISTEMA DE FALLAS DE SAN JOAQUÍN

Este sistema de fallas se localiza en la parte nororiental de la zona de estudio, corresponde a un sistema de fallas trasversales y paralelas entre sí, de dirección N55°E, producen alineamientos de varias quebradas de la zona, hacia el NE ponen en contacto unidades paleozoicas (Esquistos de Busbanzá) con unidades Devónicas (Formación Tíbet), hacia el norte afecta el espesor de la Formación Floresta, produciendo un fracturamiento intenso triturando este conjunto de rocas completamente. Este conjunto de fallas es fosilizado en el cuaternario del Valle de Floresta.

3.5 FALLA DE TOBASÍA

Esta falla de dirección N20°E se une con la falla de Tutasá al SW del área, desapareciendo bajo los depósitos cuaternarios del valle de Floresta, tiene una extensión de 11 Km. Hacia el norte esta falla afecta rocas Devónicas de la Formación Floresta, hacia el Sur la Falla de Tobasía pone en contacto La Formación Tíbet y la Formación Floresta, produciendo fuerte fracturamiento de la Formación Floresta. Hacia el sur pone en contacto las Formaciones Tíbet y Floresta.

Por la vía que conduce de Tobasía a Santa Rosa se puede observar el efecto de la falla con un intenso fracturamiento de la Formación Floresta donde duplica el espesor de esta 112

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Formación, pues en este tramo solo aflora el miembro medio esporádicamente fosilífero con más de 600 metros de espesor. Hacia el SW esta falla termina contra la falla de Tutasá.

3.6 FALLA DE PASTOS

Es una falla transversal de desplazamiento de rumbo sinistral, con dirección NW-SW, choca hacia el SW con la falla de Tutasá, pone en contacto rocas Jurásicas de la Formación Girón, con unidades carboníferas de la Formación Cuche, y Rocas cretácicas de la Formación Tibasosa; cerca a la zona de falla los cantos de la Formación Girón se encuentran cizallados en dirección de la falla (Figura 56).

3.7 ANTICLINAL DE LA FLORESTA

Es una estructura de tipo regional relativamente simétrica, el eje tiene una dirección preferencial N30ºE con ligero cabeceo hacia el NE. Este anticlinal corresponde a una estructura regional cuyo eje va desde el alto estructural del Macizo de Floresta y culmina al sur del Municipio de Pesca aproximadamente, e involucra rocas del devónico al Jurasico hacia el núcleo, y rocas del cretácico inferior hacia sus flancos. En el área de estudio el núcleo está conformado por rocas de la Formación Floresta y Tibet. Este pliegue hace parte del gran anticlinorío que es el Macizo de Floresta, siendo posiblemente su zona axial.

3.8 SINCLINAL DE LA FLORESTA

Estructura simétrica, contigua al anticlinal del mismo nombre, corresponde a un pliegue abierto con su eje en las rocas de la Formación Floresta. Con una extensión en superficie de 5 a 6 Km. con rumbo predominante N40°E y amplitud que no sobrepasa los 2 Km. Al igual que el Anticlinal de la Floresta forma parte del Anticlinorio que es el Macizo de Floresta, su núcleo al igual que sus flancos están conformados por rocas de las Formaciones Floresta y Tibet.

3.9 SINCLINAL DE TOCAVITA

Es una estructura relativamente simétrica, cuyo eje presenta una dirección N20°E, el núcleo está constituido por rocas de la Formación Floresta, en una extensión de 11 km, hacia el norte termina contra el sistema de fallas de Tutasá, hacia el sur termina en el sector de Chocontó.

3.10 ANTICLINAL Y SINCLINAL DE TENERÍA

Son estructuras menores asociadas al anticlinal de Floresta, el Sinclinal de Tenería presenta su eje con una dirección de N5°E. El núcleo del anticlinal de Tobasía está conformado por areniscas de la Formación El Tíbet, seguido por el Sinclinal de Tobasía en cuyo núcleo

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afloran rocas de la Formación Floresta. Estos pliegues están afectados por varias fallas transversales más pequeñas que dislocan sus ejes. Hacia el sur estos pliegues desaparecen en los depósitos cuaternarios del Valle de Floresta.

FIGURA 58. Lineamiento de la Falla de Pastos, pone en contacto rocas de la Formación Cuche, con rocas de la Formación Girón. Nótese la presencia de un gancho de falla y el cizallamiento de los cantos por el efecto de la misma.

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4. GEOLOGIA HISTORICA

El Macizo de Floresta, junto con otra serie de macizos Paleozoicos, como los de Santander, y Quetame, se localizan en la parte este de la Cordillera Oriental, conformando parte del basamento en Colombia y constituyéndose en parte esencial de la evolución geológica de la Cordillera.

Las unidades geológicas en que se divide el Macizo de Floresta son: El basamento cristalino, la serie del Paleozoico Superior, las Capas Rojas Jurásicas y la sucesión Cretácico – Neógena, formadas en diferentes fases tectogenéticas, alcanzando el grado de deformación que hoy presentan (Reyes, 1984).

El basamento cristalino está constituido por esquistos, filitas y neis, intruídos por granitos, éstos últimos datados como Ordovícicos (Ulloa y Rodríguez, 1982), el cual fue erodado, cubriéndose discordantemente por rocas sedimentarias Devónicas. El desarrollo de una cuenca extensional producto de la separación de Norteamérica y Suramérica durante el Triásico, Jurásico y Cretácico temprano, generó en la Cordillera Oriental dos cuencas en el área separadas por el paleoalto del Macizo de Floresta-Santander, la del Cocuy al oriente y Tablazo-Magdalena al occidente, en las cuales se depositó una espesa sucesión de rocas sedimentarias, desde clásticas continentales a marinas, las cuales fueron en el Paleógeno y especialmente en el Neógeno deformadas producto de la Orogenia Andina (Cooper et al, 1995. Las grandes discordancias presentes en la región delimitan con claridad los principales eventos tectogenéticos.

4.1 PALEOZOICO

La evolución tectónica de la Cordillera Oriental está representada en varios sucesos ocurridos a lo largo del tiempo geológico, estos sucesos tuvieron su origen en una fase tectogenética propia y posteriormente se involucraron en los siguientes eventos, alcanzando el grado de deformación actual.

4.1.1 Tectogénesis Ordovícica Sedimentos pelíticos depositados durante el Mesoproterozoico (Ulloa et al, 2003), fueron afectados por un metamorfismo regional tipo Bunchan de baja presión/temperatura, representado en la ocurrencia de filitas, esquistos y neis, posiblemente relacionado con la Orogenía Caledónica, durante el Ordovícico, en la cual intrusiones sintectónicas ocurrieron generando fases de metamorfismo de contacto, evidentes por el desarrollo de porfiroblástos de cordierita y andalucita, así como por la ocurrencia de corneanas (Figura 57). Las intrusiones graníticas sufrieron cataclasis y milonitización debido a la orogénesis.

Procesos de cataclasis y milonitización que fueron identificados, afectaron únicamente a las rocas graníticas, evidencia importante de una tectónica Ordovícica, que levantó estas rocas, 115

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constituyendo desde ese tiempo al Macizo de Floresta en un paleoalto, alrededor del cual fueron depositadas las subsecuentes unidades Devónicas y Jurásicas.

Esto significa que al final del plegamiento y del metamorfismo hubo intrusiones magmáticas y luego la región fue levantada, sufriendo una profunda erosión antes de la transgresión devónica.

Irving (1971), anota: “Los sedimentos Cambro-Ordovícicos fueron depositados en un miogeosinclinal sobre la plataforma precámbrica, en un mar que ocupó aproximadamente la región de la actual Cordillera Oriental y se extendió por alguna distancia hacia el Este y Oeste. En el Ordovícico Tardío las rocas sufrieron una orogenia fuerte intercratónica, que produjo metamorfismo”. “Durante la última fase de esta orogenia, en el Macizo de Santander se intruyeron ortoneises graníticos sintectónicos, a lo largo de la foliación longitudinal de las rocas”, eventos que intervinieron en forma similar al macizo de Floresta.

FIGURA 59. Evolución tectónica del macizo de Floresta, durante, A. Paleozoico inferior, B. Paleozoico Superior.

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4.1.2 Transgresión Devónica. Cuencas generadas durante la tectónica Ordovícica, fueron rellenadas durante la transgresión devónica, acumulándose discordantemente rocas sedimentarias clásticas, con aporte ígneo y metamórfico, evidentes en los conglomerados de la Formación Tibet, la que en conjunto con las Formaciones Floresta y Cuche, sufrieron una fuerte deformación de cobertera en la orogenia del Paleozoico Tardío, evidente en la presencia de metaconglomerados, metareniscas y metawackas en estas unidades, conservando el estilo estructural compresivo, de la fase tectónica anterior (Figura 57).

El cambio de espesor de 500m (sector occidental) a menos de 100 m (sector oriental) en la Formación Tibet, se puede explicar, porque se depositó en un ambiente fluvial sobre una paleo-topografía abrupta.

Irving (1971), expresa: “Los estratos basales del Devónico se componen de conglomerados u otras rocas clásticas que descansan en discordancia angular sobre rocas más antiguas. Esto sugiere que los sedimentos fueron depositados en un mar transgresivo que se extendía sobre la mayor parte del área de la actual Cordillera Oriental”.

Durante el Paleozoico Tardío, como producto de la colisión de placas (Norte y Suramérica) que genero Pangea, se formo una orogenia que constituyo los Paleo-Andes

4.2 MESOZOICO

A comienzos del Mesozoico los Paleo-Andes son arrasados y en las cuencas internas se depositó la molasa Jurásica. El desarrollo desde el Triásico al Cretácico Temprano se dio como una cuenca synrift relacionada con la separación de Norte y Sur América seguida por una subsidencia tipo back-arc a comienzos del Cretácico (Cooper et al, 1995).

4.2.1 Discordancia del Jurásico Superior El levantamiento ocurrido a través de la orogenia de finales del Paleozoico y la sucesiva erosión crearon la superficie sobre la cual se depositó la Formación Girón, en ambientes de abanicos aluviales, compuesta por sedimentos clásticos, heterométricos, rojizos y violetas, denominados red beds, característicos de la fase inicial del desarrollo de cuencas extensionales (cuenca synrift) como producto de la separación de Pangea (Separación de las placas de Norte y Suramérica) (Figura 58).

Cediel (1969), anota: “las características litológicas, los cambios rápidos de espesor, la posición estratigráfica de la formación (Girón), discordante regionalmente sobre rocas de distintas edades y con marcadas discordancias angulares en algunos sitios fosilizando pliegues y fallas, atestiguan un depósito esencialmente fluviátil a limno-fluviátil sobre una superficie de erosión accidentada e inestable”.

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4.2.2 Transgresión Cretácica Desde la orogenia del Paleozoico tardío, el Macizo de Floresta siguió levantado hasta el Hauteriviano, cuando el mar Cretácico invadió la región central del país, depositándose calizas de ambiente marino de plataforma, que cubrieron discordantemente el basamento ígneo-metamórfico del Macizo de Floresta.

FIGURA 60. Evolución tectónica del macizo de Floresta, durante, A. Jurásico, B. Post-orogenia Andina.

Cediel (1969), relaciona “La región de Tibasosa muestra todas las características de un depósito transgresivo, en el cual ocurren frecuentemente acuñamientos y variaciones rápidas en el tamaño de grano de los sedimentos”.

Según Etayo (1969), desde el Hauteriviano, el denominado paleoalto del Floresta, comienza a ser progresivamente cubierto por el mar Cretácico y al oriente del mismo, en el área de interés de este estudio, la sedimentación, una vez terminada la actividad de las fallas de Boyacá y Soapága (Aptiano), se realiza sobre una plataforma somera de baja pendiente y de

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margen continental que es propicia para la sedimentación y conservación de rocas con importante contenido en materia orgánica (Guiza et al, 1996 en Cooper et al, 1995). Esta situación permanece hasta el Paleógeno inferior.

Durante el periodo Hauteriviano, Barremiano, Aptiano, y posiblemente mediados o finales del Albiano se depositó sobre la plataforma citada, la Formación Tibasosa (Renzoni, 1981). Esta formación se depositó sobre rocas plegadas y erodadas del Macizo de Floresta en una clara discordancia angular, que en muchos sitios es evidente, pero en otros no es clara. La secuencia corresponde a un avance marino sobre el macizo que cada vez está más cubierto, avance que se prosigue hasta el Aptiano.

En el área de estudio la discordancia es muy clara en el sector de Otengá, pero no es tan evidente en la parte meridional, en el sector de Busbanzá. Es claro si, que la Formación Tibasosa se depositó sobre una superficie erosionada y tectonizada, formada por rocas pre- cretácicas. La base del Tibasosa, presenta conglomerados polimícticos al occidente del Macizo de Floresta en el área de Duitama–Tibasosa, que evidencian la discordancia y el carácter de traslape de la formación, pero al oriente del macizo estos conglomerados no aparecen y aparentemente la sedimentación es de tipo diferente, considerándose que al occidente del macizo se acumulan abanicos turbidíticos, mientras que al oriente la sedimentación se hace sobre una plataforma marina (Alzate & Bueno, 1994).

En el Aptiano medio hay un descenso temprano del nivel del mar y se presenta la depositación de la Formación Une, que es continental en la parte inferior y se inicia con ambientes de canales activos de baja sinuosidad con cambios a llanuras aluviales de inundación, ambientes que predominan en los primeros 100 m de la formación. En el Cenomaniano hay un nuevo ascenso del nivel del mar que implica que el ambiente de sedimentación del Une pasa de ser continental a marino somero. El ascenso del nivel del mar prosigue y se refleja en las facies mareales y de plataforma de la Formación Chipaque, en la cual se alterna asociaciones faciales características de ambientes submareales de barrera, de plataforma externa y de tránsito entre plataforma externa y submareal de barrera. Este ascenso del mar tiene su máximo ascenso hacia el Turoniano.

Desde el Santoniano se inicia una regresión representada por una secuencia granocreciente constituida por lodolitas y depósitos de ambientes de plataforma externa de aguas tranquilas hacia la base - Formación Plaeners, que gradan a bancos de areniscas bioturbadas con pellets fosfáticos, nódulos y foraminíferos, características de depósitos de barrera.

La acreción de la Cordillera Occidental en el Maestrichtiano crea las condiciones para la formación de una cuenca foreland y marca el cambio de depositación de ambiente marino (Grupo Guadalupe) a continental (Formación Guaduas) (Cooper et al., 1995).

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En el Campaniano la regresión termina con la presencia de asociaciones faciales de ambientes de barrera, lagoons y frentes de playa o ambientes sub-litorales de la Formación Arenisca Tierna.

En el Maestrichtiano hay un descenso significativo del nivel del mar que repercute en un cambio de ambientes que va de los depósitos de mar somero a ambientes de isla barrera, pantanos costeros y llanuras aluviales, caracterizados por las asociaciones faciales de la Formación Guaduas dentro de la cual se destaca la presencia de importantes mantos de carbón.

Olsson, en Irving (1971), anota: “El mar miogeosinclinal alcanzó su máxima extensión en el Cretáceo Tardío (Coniaciano-Santoniano) cuando las fosforitas fueron depositadas junto con las liditas”. “Durante el Maestrichtiense, los mares perdieron su profundidad y se retiraron probablemente desde el sur hacia el norte según lo indicado por la Formación Guaduas y las facies marinas, dieron un paso a facies no marinas, dando como resultado la acumulación de mantos de carbón en el Maestrichtiense tardío a Paleoceno”.

4.3 CENOZOICO

4.3.1 Tectogénesis Andina La interrupción de la sedimentación en el Oligoceno Superior, indica el inicio de la Orogenia Andina, que tuvo su mayor actividad en el Mioceno y que prosiguió por lo menos durante todo el Plioceno inferior. La orogenia causó erosión de la Cordillera Oriental generando el material de relleno de la cuenca foreland al oriente (Dengo y Covey, 1993). Las dislocaciones ocurridas en esta fase tectogenética son principalmente fallas profundas que desmiembran el basamento en bloques. En general, los bloques están deformados en amplios anticlinales y sinclinales, afectados por fallas, o simplemente basculados.

La cobertera sedimentaria, que corresponde a las formaciones Cretácico-Neógenas, presenta una tectónica de pliegues independientes de la estructura del basamento. Existe la evidencia de que estos plegamientos son el resultado del acomodamiento de la cobertera sedimentaria sobre la tectónica rígida del basamento, es decir, a medida que el basamento se dislocaba a causa de importantes fallas, las rocas Neocretácicas-Neógenas se iban adaptando plásticamente a la nueva situación estructural.

Los frentes de cabalgamiento correspondientes a la falla de Boyacá, a la falla de Soapága y otra serie de fallas paralelas hacia los Llanos, indican la existencia de un sistema imbricado originado en una segunda fase de compresión y transgresión, que siguió al levantamiento inicial de la cordillera. La inclinación de la Falla de Soapága y asociadas indica una dirección de transporte tectónico dominante hacia el oriente con fallas de cabalgamiento que involucraron el basamento y causaron acortamiento de la corteza y transporte tectónico hacia el este (Dengo y Covey 1993, Fabre 1986). Aunque el sistema imbricado de fallas de

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cabalgamiento inclinadas hacia el occidente parece ser dominante, hay evidencias igualmente de la presencia de sistemas dúplex.

Esta segunda fase, ocurrida durante el Plioceno Inferior hasta el Plioceno Superior temprano, creó superficies de corrimiento en correspondencia de discontinuidades tectónicas pre-existentes, involucrando el mismo basamento cristalino, como es el caso del Macizo de floresta (Figura 58).

A partir del Plioceno Superior, los materiales provenientes del desmantelamiento erosivo de la cordillera se han venido acumulando en las depresiones de la región, alterando periodos de erosión dominante con periodos de sedimentación, como lo atestiguan los remanentes de los depósitos más antiguos, discordantes con los más recientes que ocupan las planicies del altiplano.

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5. PROSPECCIÓN GEOQUÍMICA

La prospección geoquímica del área de estudio, se realizó en suelos y rocas, buscando determinar la existencia y características de las anomalías asociadas con las unidades ígneas y metamórficas existentes.

Para la toma de muestras se adoptó el método clásico, con un diseño aleatorio, balanceado, estratificado; a lo largo de perfiles, a escala 1: 10.000, realizándose una red de muestreo de 2 x 2 Km2, con 64 apiques y recolectando 2 muestras por cada apique.

El muestreó se realizó siguiendo los procedimientos establecidos por INGEOMINAS (Prieto, 2004) en la selección de los sitios y recolección de suelos; propuestos en el proyecto “Compilación, Levantamiento y Generación de Información Geoquímica del Territorio”, de acuerdo con las normas y metodologías internacionales recomendadas por el programa internacional de correlación geológica (IGCP) y la publicación, Geochemical Mapping Field Manual (Darnley et al, 1.995).

5.1 GENERALIDADES – RASGOS FISIOGRÁFICOS

Clima. En la región la pluviosidad promedio anual es del orden de 1000 mm, con un régimen de lluvias bimodal, caracterizado por dos períodos que se presentan entre abril y junio, y octubre y noviembre; el resto del año se considera como período seco aun cuando se presenten lluvias aisladas (CORPOBOYACA, 2005). El registro mínimo de precipitación en el mes de enero es de 32.9 mm/mes.

Hidrografía. Los drenajes son en su mayoría intermitentes, durante el período seco no se presentan corrientes de agua. Las principales quebradas en el área son: Floresta, Buntía, Soiquía y Otengá, las cuales pertenecen a la meso-cuenca del Río Chicamocha, sub-cuenca del Río Sogamoso y Cuenca del Río Magdalena.

Vegetación. En el Macizo de Floresta los suelos se caracterizan por ser de poco espesor, debido al tipo de rocas yacentes, además de los procesos erosivos y de meteorización a los cuales han sido sometidos, la vegetación natural se encuentra muy intervenida por los usos de la tierra en agricultura y ganadería; se encuentran rastrojos, pajonales, y zonas donde existe una vegetación herbácea, arbustiva y arbórea de naturaleza espontánea.

5.2 SELECCIÓN DEL MUESTREO GEOQUÍMICO

El clima fue el factor que determinó el tipo de muestreo, debido a que el trabajo de campo se realizó entre los meses de Enero a Abril (período seco), los drenajes del área se

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encontraban secos, impidiendo un muestreo geoquímico en canales activos y en secos por la intervención antrópica.

Se decidió con la coordinación de Ingeominas, la realización de muestreo geoquímico en suelos, la información recolectada se basó en una red de muestreo global con celdas de 2x2 Km2, previamente diseñada, en donde se involucró la totalidad del área del proyecto (250 Km2), dentro de cada una de estas celdas se hicieron los apiques recolectando suelos residuales. Figura 59.

FIGURA 61. Muestreo geoquímico en suelos y rocas. De los 64 apiques realizados, se seleccionaron aleatoriamente 8, para la toma de duplicados de muestra. En cada apique se recolectaron dos muestras de suelo, una del horizonte superficial u horizonte A, entre 0 y 25 cm de profundidad (A0-25) sin incluir la capa orgánica (vegetación fresca, o humus), y otra del horizonte C u horizonte profundo.

El sitio de recolección de las muestras se localizó entre el punto intermedio y el más bajo de la cuenca de drenaje, representativo del tipo de suelo dominante, ubicándose por encima de la planicie aluvial y de la base de la pendiente. 123

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5.3 METODOLOGÍA.

5.3.1 Identificación de las muestras Las muestras recolectadas se identificaron con un código compuesto de:

Escala – Plancha IGAC – Iniciales del líder de grupo – sub-celda – Tipo de Muestra – Duplicado.

Escala: Indica código para escala de trabajo (Ej: (1) para escala 1:10.000).

Plancha IGAC: Corresponde al número asignado por el Instituto Geográfico Agustín Codazzí para las planchas en donde se localiza la muestra de acuerdo con la escala trabajada, (1:10.000).

Iniciales del profesional que tomo la muestra: Corresponde a las iniciales del nombre de la persona líder del proyecto. (Ejemplo: EA, corresponde con Erika Amaya)

Sub-celda: Dígitos que corresponden al número del apique localizado en cada una de las sub-celda. Las sub-celdas son áreas de 2 x 2 Km 2 en los que se dividen las planchas 1:10.000, los apique realizados van de 01 a 64, distribuidos a lo largo y ancho del área estudiada.

Tipo de Muestra: Código para diferenciar el tipo de muestra colectada. Para suelo superficial se denomina A y para suelo más profundo se denomina B.

Duplicado: Describe si la muestra es duplicado de muestreo (D).

5.3.2 Recolección de muestras Una vez diseñada la red de muestreo teniendo en cuenta los parámetros establecidos, se seleccionaron los puntos más representativos para realizar los apiques correspondientes, estableciendo alternativas de acceso al sitio. Se identificó el punto tomando las coordenadas geográficas con GPS y la altitud; se apuntaron los datos obtenidos en el “Formato de Captura de Información en Campo para Muestreo de Suelos”, describiéndose algunas características generales como son topografía, pendiente y tipo de vegetación.

Luego de identificar el punto de muestreo se procedió a realizar el apique (1.00 x 0,80 x 2,00 m de profundidad máxima), no sin antes remover las plantas y hojarascas frescas, además de retirar la capa orgánica superficial (humus o litter). Las herramientas a utilizar se limpiaron previamente (Figura 60).

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FIGURA 62. Apique realizado para el muestreo geoquímico en suelos. Luego de realizado el apique, se procedió a la toma de la muestra, en este caso se recogieron muestras de los horizontes A y C. El horizonte A, se caracterizó por la gran cantidad de raíces, partes de algunos troncos de plantas, fragmentos de roca, lombrices e insectos del suelo, sin embargo se trato en lo posible de retirar este material. Las muestras se tomaron de las paredes del apique (4), mezclándose y empacándose en bolsas de calibre grueso, hasta completar 2.5 Kg.

En cada uno de los sitios de muestreo se tomaron por lo menos dos fotografías mostrando el paisaje en las cercanías del sitio, las características de la capa orgánica y los horizontes del suelo.

Una vez tomada la muestra, se procedió a rellenar el apique u orificio abierto con el mismo material retirado al abrirlo y colocar la cobertura orgánica retirada durante la apertura del apique.

5.3.3 Inventario de muestras recolectadas Las muestras recolectadas en suelos se relacionan en la tabla 7.

Se utilizó el formato de INGEOMINAS para muestreo de suelos, el cual contiene información de cada uno de los apiques realizados y las características de las muestras tomadas. Figura 61.

Los formatos diligenciados de las muestras recolectadas tanto en suelos como en rocas, se presentan dentro del Anexo 31.

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TABLA 7. Listado de muestreo Geoquímico recolectado en suelos

VERSION 1

SOLICITUD INTERNA DE SERVICIOS DE LABORATORIO F-LAB-PES-______Páginas: 5 páginas

Numero de muestras : 146

FECHA DE SOLICITUD: MAYO 19 DE 2.010

PROYECTO CARTOGRAFIA GEOLOGICA YPROSPECCIÓN GEOQUÍMICA DEL MACIZO DE FLORESTA. CONVENIO 023Tipo de muestras: Muestreo Geoquímico en suelos DIRECTORA PROYECTO ING. SANDRA ROCIO MANOSALVA

SERVICIOS SOLICITADOS

OBSERVACIONES:

Se envían muestras recolectadas durante la fase de campo. Muestras recolectadas en suelos (146 muestras). Los análisis a realizar son los que INGEOMINAS considere.

SUBDIRECCIÓN: Vo.Bo. Responsable Proyecto

NUMERO DE CODIGO DE LA MUNICIPIO COORDENADAS Plancha LOCALIDAD COLECTADO POR LAB. MUESTRA (IGM) NORTE ESTE ORIGEN 1 172-I-C-3-EA-OO1(A) SANTA ROSA 1140808 1122880 BOGOTA 1:10.000 LA CHORRERA ERIKA AMAYA 2 172-I-C-3-EA-OO1(B) SANTA ROSA 1140808 1122880 BOGOTA 1:10.000 LA CHORRERA ERIKA AMAYA 3 172-I-C-3-EA-002 (A) FLORESTA 1142256 1126030 BOGOTA 1:10.000 TOCAVITA ERIKA AMAYA 4 172-I-C-3-EA-002 (B) FLORESTA 1142256 1126030 BOGOTA 1:10.000 TOCAVITA ERIKA AMAYA 5 172-I-C-3-EA-003 (A) FLORESTA 1140339 1125216 BOGOTA 1:10.000 TOBASIA ERIKA AMAYA 6 172-I-C-3-EA-OO3(B) FLORESTA 1140339 1125216 BOGOTA 1:10.000 TOBASIA ERIKA AMAYA 7 172-III-A-I-EA-OO4(A) FLORESTA 1137584 1126032 BOGOTA 1:10.000 CERRO COLORADO ERIKA AMAYA 8 172-III-A-I-EA-OO4(A-D) FLORESTA 1137584 1126032 BOGOTA 1:10.000 CERRO COLORADO ERIKA AMAYA 9 172-III-A-I-EA-OO4(B) FLORESTA 1137584 1126032 BOGOTA 1:10.000 CERRO COLORADO ERIKA AMAYA 10 172-III-A-I-EA-OO4(B-D) FLORESTA 1137584 1126032 BOGOTA 1:10.000 CERRO COLORADO ERIKA AMAYA 11 172-III-A-1-EA-OO5(A) FLORESTA 1136186 1127479 BOGOTA 1:10.000 ERIKA AMAYA 12 172-III-A-1-EA-OO5(A) FLORESTA 1136186 1127479 BOGOTA 1:10.000 ERIKA AMAYA 13 172-III-A-1-EA-OO6(A) FLORESTA 1139352 1126505 BOGOTA 1:10.000 TOBASIA ERIKA AMAYA 14 172-III-A-1-EA-OO6(B) FLORESTA 1139352 1126505 BOGOTA 1:10.000 TOBASIA ERIKA AMAYA 15 172-I-C-4-EA-OO7(A) FLORESTA 1141325 1129120 BOGOTA 1:10.000 TENERIA BAJA ERIKA AMAYA

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16 172-I-C-4-EA-OO7(B) FLORESTA 1141325 1129120 BOGOTA 1:10.000 TENERIA BAJA ERIKA AMAYA 17 172-I-C-4-EA-OO8(A) FLORESTA 1140296 1128500 BOGOTA 1:10.000 LOS DIVIDIVIS ERIKA AMAYA 18 172-I-C-4-EA-OO8(B) FLORESTA 1140296 1128500 BOGOTA 1:10.000 LOS DIVIDIVIS ERIKA AMAYA 19 172-I-C-4-EA-OO8(C) FLORESTA 1140296 1128500 BOGOTA 1:10.000 LOS DIVIDIVIS ERIKA AMAYA 20 172-III-A-1-EA-OO9(A) FLORESTA 1136942 1127140 BOGOTA 1:10.000 HORNO Y VIAS ERIKA AMAYA 21 172-III-A-1-EA-OO9(B) FLORESTA 1136942 1127140 BOGOTA 1:10.000 HORNO Y VIAS ERIKA AMAYA 22 172-I-C-3-EA-O10(A) FLORESTA 1141218 1127327 BOGOTA 1:10.000 EL TABLON ERIKA AMAYA 23 172-I-C-3-EA-O10(B) FLORESTA 1141218 1127327 BOGOTA 1:10.000 EL TABLON ERIKA AMAYA 24 172-III-A-1-EA-O11(A) FLORESTA 1139218 1122800 BOGOTA 1:10.000 LA CHORRERA ERIKA AMAYA 25 172-III-A-1-EA-O11(B) FLORESTA 1139218 1122800 BOGOTA 1:10.000 LA CHORRERA ERIKA AMAYA 26 172-III-A-1-EA-O12(A) NOBSA 1137475 1121587 BOGOTA 1:10.000 CUCHE ERIKA AMAYA 27 172-III-A-1-EA-O12(B) NOBSA 1137475 1121587 BOGOTA 1:10.000 CUCHE ERIKA AMAYA 28 172-III-A-1-EA-O13(A) NOBSA 1135223 1123438 BOGOTA 1:10.000 LA CRECIENTE ERIKA AMAYA 29 172-III-A-1-EA-O13(B) NOBSA 1135223 1123438 BOGOTA 1:10.000 LA CRECIENTE ERIKA AMAYA 30 172-III-A-1-EA-O14(A) NOBSA 1135672 1120737 BOGOTA 1:10.000 CUCHE ERIKA AMAYA 31 172-III-A-1-EA-O14(B) NOBSA 1135672 1120737 BOGOTA 1:10.000 CUCHE ERIKA AMAYA 32 172-III-A-1-EA-O14(A-D) NOBSA 1135672 1120737 BOGOTA 1:10.000 CUCHE ERIKA AMAYA 33 172-III-A-1-EA-O14(B-D) NOBSA 1135672 1120737 BOGOTA 1:10.000 CUCHE ERIKA AMAYA 34 172-III-A-2-EA-O15(A) FLORESTA 1137677 1123752 BOGOTA 1:10.000 MESA ALTA ERIKA AMAYA 35 172-III-A-1-EA-O15(B) FLORESTA 1137677 1123752 BOGOTA 1:10.000 MESA ALTA ERIKA AMAYA 36 172-III-A-1-EA-O16(A) FLORESTA 1136765 1125688 BOGOTA 1:10.000 LA MESA DEL TUNAL ERIKA AMAYA 37 172-III-A-1-EA-O16(B) FLORESTA 1136765 1125688 BOGOTA 1:10.000 LA MESA DEL TUNAL ERIKA AMAYA 38 172-III-A-2-JP-O17(A) BUSBANZA 1136296 1134737 BOGOTA 1:10.000 EL TOBO JHON JAIRO PORRAS 39 172-III-A-2-JP-O17(B) BUSBANZA 1136296 1134737 BOGOTA 1:10.000 EL TOBO JHON JAIRO PORRAS 40 172-III-A-2-JP-O18(A) BUSBANZA 1135824 1131988 BOGOTA 1:10.000 LAS TAPIAS JHON JAIRO PORRAS 41 172-III-A-2-JP-O18(B) BUSBANZA 1135824 1131988 BOGOTA 1:10.000 LAS TAPIAS JHON JAIRO PORRAS 42 172-III-A-2-JP-O19(A) FLORESTA 1135747 1130690 BOGOTA 1:10.000 EL POTRERO JHON JAIRO PORRAS 43 172-III-A-2-JP-O19(B) FLORESTA 1135747 1130690 BOGOTA 1:10.000 EL POTRERO JHON JAIRO PORRAS 44 172-III-A-2-JP-O20(A) FLORESTA 1135928 1128608 BOGOTA 1:10.000 HORNO Y VIAS JHON JAIRO PORRAS 45 172-III-A-2-JP-O20(B) FLORESTA 1135928 1128608 BOGOTA 1:10.000 HORNO Y VIAS JHON JAIRO PORRAS 46 172-III-A-2-JP-O21(A) FLORESTA 1137613 1129273 BOGOTA 1:10.000 POTRERO JHON JAIRO PORRAS 47 172-III-A-2-JP-O21(B) FLORESTA 1137613 1129273 BOGOTA 1:10.000 POTRERO JHON JAIRO PORRAS 48 172-III-A-2-JP-O22(A) FLORESTA 1137707 1131172 BOGOTA 1:10.000 VEREDA QUEBRADA JHON JAIRO PORRAS 49 172-III-A-2-JP-O22(B) FLORESTA 1137707 1131172 BOGOTA 1:10.000 VEREDA QUEBRADA JHON JAIRO PORRAS 50 172-III-A-2-JP-O23(A) BUSBANZA 1137880 1133210 BOGOTA 1:10.000 CERRO SAN NICOLAS JHON JAIRO PORRAS 51 172-III-A-2-JP-O23(A-D) BUSBANZA 1137880 1133210 BOGOTA 1:10.000 CERRO SAN NICOLAS JHON JAIRO PORRAS 52 172-III-A-2-JP-O23(B) BUSBANZA 1137880 1133210 BOGOTA 1:10.000 CERRO SAN NICOLAS JHON JAIRO PORRAS 53 172-III-A-2-JP-O23(B-D) BUSBANZA 1137880 1133210 BOGOTA 1:10.000 CERRO SAN NICOLAS JHON JAIRO PORRAS 54 172-III-A-2-JP-O24(A) BETEITIVA 1139650 1133816 BOGOTA 1:10.000 VEREDA CUSAGOTA JHON JAIRO PORRAS 55 172-III-A-2-JP-O24(B) BETEITIVA 1139650 1133816 BOGOTA 1:10.000 VEREDA CUSAGOTA JHON JAIRO PORRAS

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56 172-III-A-2-JP-O25(A) BETEITIVA 1139613 1131850 BOGOTA 1:10.000 VEREDA CUSAGOTA JHON JAIRO PORRAS 57 172-III-A-2-JP-O25(B) BETEITIVA 1139613 1131850 BOGOTA 1:10.000 VEREDA CUSAGOTA JHON JAIRO PORRAS 58 172-I-C-4-JP-O26(A) FLORESTA 1141695 1130815 BOGOTA 1:10.000 VEREDA OMETA JHON JAIRO PORRAS 59 172-I-C-4-JP-O26(B) FLORESTA 1141695 1130815 BOGOTA 1:10.000 VEREDA OMETA JHON JAIRO PORRAS 60 172-III-A-2-JP-O27(A) FLORESTA 1139449 1130339 BOGOTA 1:10.000 QUEBRADA LA BATEA JHON JAIRO PORRAS 61 172-III-A-2-JP-O27(B) FLORESTA 1139449 1130339 BOGOTA 1:10.000 QUEBRADA LA BATEA JHON JAIRO PORRAS 62 172-I-C-4-JP-O28(A) BETEITIVA 1141314 1132583 BOGOTA 1:10.000 OMETA JHON JAIRO PORRAS 63 172-I-C-4-JP-O28(B) BETEITIVA 1141314 1132583 BOGOTA 1:10.000 OMETA JHON JAIRO PORRAS 64 172-I-C-4-JP-O29(A) BETEITIVA 1141320 1134100 BOGOTA 1:10.000 BUNTIA ALTA JHON JAIRO PORRAS 65 172-I-C-4-JP-O29(B) BETEITIVA 1141320 1134100 BOGOTA 1:10.000 BUNTIA ALTA JHON JAIRO PORRAS 66 172-I-C-4-JP-O29(A-D) BETEITIVA 1141320 1134100 BOGOTA 1:10.000 BUNTIA ALTA JHON JAIRO PORRAS 67 172-I-C-4-JP-O29(B-D) BETEITIVA 1141320 1134100 BOGOTA 1:10.000 BUNTIA ALTA JHON JAIRO PORRAS 68 172-III-B-1-JP-O30(A) 1137945 1135199 BOGOTA 1:10.000 JHON JAIRO PORRAS 69 172-III-B-1-JP-O30(B) 1137945 1135199 BOGOTA 1:10.000 JHON JAIRO PORRAS 70 172-III-B-1-JP-O31(A) BUSBANZA 1139564 1135852 BOGOTA 1:10.000 TONEMI JHON JAIRO PORRAS 71 172-III-B-1-JP-O31(B) BUSBANZA 1139564 1135852 BOGOTA 1:10.000 TONEMI JHON JAIRO PORRAS 72 172-I-D-3-JP-O32(A) BUSBANZA 1141869 1137074 BOGOTA 1:10.000 VEREDA BUENA VISTA JHON JAIRO PORRAS 73 172-I-D-3-JP-O32(B) BUSBANZA 1141869 1137074 BOGOTA 1:10.000 VEREDA BUENA VISTA JHON JAIRO PORRAS 74 172-I-C-4-OG-O33(A) BETEITIVA 1143570 1131232 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 75 172-I-C-4-OG-O33(B) BETEITIVA 1143570 1131232 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 76 172-I-C-4-OG-O34(A) BETEITIVA 1143103 1132891 BOGOTA 1:10.000 CUCUACON OSCAR GAVIDIA 77 172-I-C-4-OG-O34(B) BETEITIVA 1143103 1132891 BOGOTA 1:10.000 CUCUACON OSCAR GAVIDIA 78 172-I-D-3-OG-O35(A) BETEITIVA 1143244 1135222 BOGOTA 1:10.000 BUNTIA ALTA OSCAR GAVIDIA 79 172-I-D-3-OG-O35(B) BETEITIVA 1143244 1135222 BOGOTA 1:10.000 BUNTIA ALTA OSCAR GAVIDIA 80 172-I-D-3-OG-O36(A) BETEITIVA 1143100 1136351 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 81 172-I-D-3-OG-O36(B) BETEITIVA 1143100 1136351 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 82 172-I-C-2-OG-O37(A) BETEITIVA 1145383 1131897 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 83 172-I-C-2-OG-O37(B) BETEITIVA 1145383 1131897 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 84 172-I-C-2-OG-O38(A) BETEITIVA 1145318 1133751 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 85 172-I-C-2-OG-O38(B) BETEITIVA 1145318 1133751 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 86 172-I-C-2-OG-O38(C) BETEITIVA 1145318 1133751 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 87 172-I-D-1-OG-O39(A) BETEITIVA 1145380 1135541 BOGOTA 1:10.000 SOIQUIA OSCAR GAVIDIA 88 172-I-D-1-OG-O39(B) BETEITIVA 1145380 1135541 BOGOTA 1:10.000 SOIQUIA OSCAR GAVIDIA 89 172-I-D-3-OG-O40(A) BETEITIVA 1144830 1137687 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 90 172-I-D-3-OG-O40(B) BETEITIVA 1144830 1137687 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 91 172-I-C-2-OG-O41(A) BETEITIVA 1146892 1132902 BOGOTA 1:10.000 QUESERA OSCAR GAVIDIA 92 172-I-C-2-OG-041(A-D) BETEITIVA 1146892 1132902 BOGOTA 1:10.000 QUESERA OSCAR GAVIDIA 93 172-I-C-2-OG-O41(B) BETEITIVA 1146892 1132902 BOGOTA 1:10.000 QUESERA OSCAR GAVIDIA 94 172-I-C-2-OG-041(B-D) BETEITIVA 1146892 1132902 BOGOTA 1:10.000 QUESERA OSCAR GAVIDIA 95 172-I-C-2-OG-O42(A) BETEITIVA 1147169 1134298 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA

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96 172-I-C-2-OG-O42(B) BETEITIVA 1147169 1134298 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 97 172-I-D-1-OG-O43(A) BETEITIVA 1147035 1135630 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 98 172-I-D-1-OG-O43(B) BETEITIVA 1147035 1135630 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 99 172-I-D-1-OG-O44(A) BETEITIVA 1147009 1138247 BOGOTA 1:10.000 SUARCA OSCAR GAVIDIA 100 172-I-D-1-OG-O44(B) BETEITIVA 1147009 1138247 BOGOTA 1:10.000 SUARCA OSCAR GAVIDIA 101 172-I-C-2-OG-O45(A) BETEITIVA 1149027 1132977 BOGOTA 1:10.000 SOIQUIA OSCAR GAVIDIA 102 172-I-C-2-OG-O45(B) BETEITIVA 1149027 1132977 BOGOTA 1:10.000 SOIQUIA OSCAR GAVIDIA 103 172-I-C-2-OG-O46(A) BETEITIVA 1148713 1134982 BOGOTA 1:10.000 SOIQUIA OSCAR GAVIDIA 104 172-I-C-2-OG-O46(B) BETEITIVA 1148713 1134982 BOGOTA 1:10.000 SOIQUIA OSCAR GAVIDIA 105 172-I-D-1-OG-O47(A) BETEITIVA 1149118 1136825 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 106 172-I-D-1-OG-O47(B) BETEITIVA 1149118 1136825 BOGOTA 1:10.000 OTENGA OSCAR GAVIDIA 107 172-I-D-1-OG-O48(A) BETEITIVA 1148259 1138454 BOGOTA 1:10.000 DIVAQUIA OSCAR GAVIDIA 108 172-I-D-1-OG-O48(A-D) BETEITIVA 1148259 1138454 BOGOTA 1:10.000 DIVAQUIA OSCAR GAVIDIA 109 172-I-D-1-OG-O48(B) BETEITIVA 1148259 1138454 BOGOTA 1:10.000 DIVAQUIA OSCAR GAVIDIA 110 172-I-D-1-OG-O48(B-D) BETEITIVA 1148259 1138454 BOGOTA 1:10.000 DIVAQUIA OSCAR GAVIDIA 111 172-I-C-1-CV-O49(A) CERINZA 1149455 1127507 BOGOTA 1:10.000 LA CHAPA CARLOS VARGAS 112 172-I-C-1-CV-O49(B) CERINZA 1149455 1127507 BOGOTA 1:10.000 LA CHAPA CARLOS VARGAS 113 172-I-C-1-CV-O50(A) CERINZA 1149872 1126495 BOGOTA 1:10.000 EL ALISO CARLOS VARGAS 114 172-I-C-1-CV-O50(B) CERINZA 1149872 1126495 BOGOTA 1:10.000 EL ALISO CARLOS VARGAS 115 172-I-C-1-CV-O51(A) CERINZA 1146571 1124738 BOGOTA 1:10.000 EL CIPRES CARLOS VARGAS 116 172-I-C-1-CV-O51(B) CERINZA 1146571 1124738 BOGOTA 1:10.000 EL CIPRES CARLOS VARGAS 117 172-I-C-1-CV-O52(A) SANTA ROSA 1145095 1124324 BOGOTA 1:10.000 PORTACHUELO CARLOS VARGAS 118 172-I-C-1-CV-O52(B) SANTA ROSA 1145095 1124324 BOGOTA 1:10.000 PORTACHUELO CARLOS VARGAS 119 172-I-C-3-CV-O53(A) SANTA ROSA 1143875 1123154 BOGOTA 1:10.000 EL OLIVO CARLOS VARGAS 120 172-I-C-3-CV-O53(B) SANTA ROSA 1143875 1123154 BOGOTA 1:10.000 EL OLIVO CARLOS VARGAS 121 172-I-C-1-CV-O54(A) CERINZA 1146505 1127126 BOGOTA 1:10.000 CARLOS VARGAS 122 172-I-C-1-CV-O54(B) CERINZA 1146505 1127126 BOGOTA 1:10.000 CARLOS VARGAS 123 172-I-C-3-CV-O55(A) SANTA ROSA 1144741 1125660 BOGOTA 1:10.000 CERRO LOS CHARROS CARLOS VARGAS 124 172-I-C-3-CV-O55(B) SANTA ROSA 1144741 1125660 BOGOTA 1:10.000 CERRO LOS CHARROS CARLOS VARGAS 125 172-I-C-3-CV-O56(A) SANTA ROSA 1142914 1125631 BOGOTA 1:10.000 BARRANCA CARLOS VARGAS 126 172-I-C-3-CV-O56(B) SANTA ROSA 1142914 1125631 BOGOTA 1:10.000 BARRANCAS CARLOS VARGAS 127 172-I-C-3-CV-O57(A) SANTA ROSA 1148353 1129562 BOGOTA 1:10.000 LOS PUENTES CARLOS VARGAS 128 172-I-C-3-CV-O57(B) SANTA ROSA 1148353 1129562 BOGOTA 1:10.000 LOS PUENTES CARLOS VARGAS 129 172-I-C-4-CV-O58(A) CERINZA 1147250 1128610 BOGOTA 1:10.000 LOS PUENTES CARLOS VARGAS 130 172-I-C-4-CV-O58(A-D) CERINZA 1147250 1128610 BOGOTA 1:10.000 LOS PUENTES CARLOS VARGAS 131 172-I-C-4-CV-O58(B) CERINZA 1147250 1128610 BOGOTA 1:10.000 LOS PUENTES CARLOS VARGAS 132 172-I-C-4-CV-O58(B-D) CERINZA 1147250 1128610 BOGOTA 1:10.000 LOS PUENTES CARLOS VARGAS 133 172-I-C-4-CV-O59(A) SANTA ROSA 1145205 1127659 BOGOTA 1:10.000 TOCAVITA CARLOS VARGAS 134 172-I-C-4-CV-O59(B) SANTA ROSA 1145205 1127659 BOGOTA 1:10.000 TOCAVITA CARLOS VARGAS 135 172-I-C-4-CV-O59(A-D) SANTA ROSA 1145205 1127659 BOGOTA 1:10.000 TOCAVITA CARLOS VARGAS 136 172-I-C-4-CV-O59(B-D) SANTA ROSA 1145205 1127659 BOGOTA 1:10.000 TOCAVITA CARLOS VARGAS

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137 172-I-C-3-CV-O60(A) SANTA ROSA 1143099 1126991 BOGOTA 1:10.000 TOCAVITA CARLOS VARGAS 138 172-I-C-3-CV-O60(B) SANTA ROSA 1143099 1126991 BOGOTA 1:10.000 TOCAVITA CARLOS VARGAS 139 172-I-C-2-CV-O61(A) SANTA ROSA 1149136 1130561 BOGOTA 1:10.000 EL UCHE CARLOS VARGAS 140 172-I-C-2-CV-O61(B) SANTA ROSA 1149136 1130561 BOGOTA 1:10.000 EL UCHE CARLOS VARGAS 141 172-I-C-2-CV-O62(A) CERINZA 1147298 1129979 BOGOTA 1:10.000 CERRO EL PIOJO CARLOS VARGAS 142 172-I-C-2-CV-O62(B) CERINZA 1147298 1129979 BOGOTA 1:10.000 CERRO EL PIOJO CARLOS VARGAS 143 172-I-C-2-CV-O63(A) SANTA ROSA 1145145 1129617 BOGOTA 1:10.000 TENERIA ALTA CARLOS VARGAS 144 172-I-C-2-CV-O63(B) SANTA ROSA 1145145 1129617 BOGOTA 1:10.000 TENERIA ALTA CARLOS VARGAS 145 172-I-C-4-CV-O64(A) SANTA ROSA 1142953 1129814 BOGOTA 1:10.000 TENERIA MEDIA CARLOS VARGAS 146 172-I-C-4-CV-O64(B) SANTA ROSA 1142953 1129814 BOGOTA 1:10.000 TENERIA MEDIA CARLOS VARGAS Notas

Vo.Bo. Responsable Proyecto:

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Muestreo Geoquímico en roca. La toma de muestras de roca se concentró especialmente en las rocas metamórficas e ígneas aflorantes en el Macizo de Floresta, por ser unidades prospectivas en la exploración de minerales. Es importante aclarar que un gran porcentaje de las rocas ígneas aflorantes se encuentran muy alteradas, lo que dificultó en algunos sectores la recolección de muestra fresca. Así como se siguieron una serie de parámetros en la recolección de las muestras Geoquímicas en suelos, estos mismos parámetros fueron aplicados durante la toma de muestras en roca, recalcando la posición insitu (Base y Techo) y el tamaño (10X10X10cm). Las muestras recolectadas se relacionan en la Tabla 8.

TABLA 8. Listado de muestreo geoquímico recolectado en roca.

VERSION 1

SOLICITUD INTERNA DE SERVICIOS DE LABORATORIO F-LAB-PES-______Páginas: 2 Páginas

Numero de muestras : 20

FECHA DE SOLICITUD: MAYO 19 DE 2.010

PROYECTO CARTOGRAFIA GEOLOGICA Y PROSPECCIÓN GEOQUIMICA DEL MACIZO DE FLORESTA. CONVENIO 023Tipo de muestras: Muestreo Geoquímico en rocas DIRECTORA DEL PROYECTO ING. SANDRA ROCIO MANOSALVA

SERVICIOS SOLICITADOS

OBSERVACIONES:

Se envían muestras recolectadas durante la fase de campo. Muestras recolectadas en ROCA (20 muestras). Los análisis a realizar son los que INGEOMINAS considere.

SUBDIRECCIÓN: Vo.Bo. Responsable Proyecto

NUMERO DE CODIGO DE LA MUNICIPIO COORDENADAS Plancha LOCALIDAD COLECTADO POR LAB. MUESTRA (IGM) NORTE ESTE ORIGEN 1 172-I-C-3-EA-019-GR SANTA ROSA 1124542 1140570 BOGOTA 1:10.000 ERIKA AMAYA 2 172-I-C-4-JP-012-GR FLORESTA 1129721 1140975 BOGOTA 1:10.000 TENERIA BAJA JHON JAIRO PORRAS 3 172-I-D-3-JP-013-GR BETEITIVA 1135943 1141161 BOGOTA 1:10.000 BUNTIA JHON JAIRO PORRAS 4 172-III-A-2-JP-006-GR BUSBANZA 1131765 1139620 BOGOTA 1:10.000 CUSAGOTA JHON JAIRO PORRAS 5 172-III-A-2-JP-008-GR BUSBANZA 1132112 1139698 BOGOTA 1:10.000 QUEBRADA JHON JAIRO PORRAS 6 172-III-A-2-JP-007-GR BUSBANZA 1133379 1137098 BOGOTA 1:10.000 TONEMI JHON JAIRO PORRAS 7 172-III-A-2-JP-009-GR BUSBANZA 1133329 1138675 BOGOTA 1:10.000 QUEBRADAS JHON JAIRO PORRAS 8 172-III-A-2-JP-010-GR BUSBANZA 1134307 1138665 BOGOTA 1:10.000 CERRO MESA JHON JAIRO PORRAS 9 172-III-A-2-JP-011-GR BUSBANZA 1131411 1136152 BOGOTA 1:10.000 QUEBRADA JHON JAIRO PORRAS 10 172-I-D-3-OG-001-GR BETEITIVA 1144294 1137591 BOGOTA 1:10.000 BUNTIA OSCAR GAVIDIA 11 172-I-D-1-OG-002-GR BETEITIVA 1144866 1136969 BOGOTA 1:10.000 SOIQUIA OSCAR GAVIDIA 12 172-I-D-1-OG-003-GR BETEITIVA 1148830 1138551 BOGOTA 1:10.000 DIVAQUIA OSCAR GAVIDIA 13 172-I-C-4-OG-004-GR BETEITIVA 1142738 1134298 BOGOTA 1:10.000 CUCUACON OSCAR GAVIDIA 14 172-I-D-1-OG-005-GR BETEITIVA 1145584 1136527 BOGOTA 1:10.000 SOIQUIA OSCAR GAVIDIA 15 172-I-C-2-OG-014-GR BETEITIVA 1146740 1133170 BOGOTA 1:10.000 P. QUESERA OSCAR GAVIDIA 16 172-I-D-1-OG-015-GR BETEITIVA 1149802 1139529 BOGOTA 1:10.000 DIVAQUIA OSCAR GAVIDIA 17 172-I-C-2-OG-016-GR BETEITIVA 1141612 1130787 BOGOTA 1:10.000 P.QUESERA OSCAR GAVIDIA 18 172-I-D-1-OG-018-GR BETEITIVA 1146808 1136586 BOGOTA 1:10.000 SOIQUIA OSCAR GAVIDIA 19 172-I-D-1-OG-017-GR BETEITIVA 1146856 1136105 BOGOTA 1:10.000 SOIQUIA OSCAR GAVIDIA 20 172-I-C-1-CV-020-GR FLORESTA 1146554 1127378 BOGOTA 1:10.000 TIBET CARLOS VARGAS

Notas

Vo.Bo. Responsable Proyecto:

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6. GEOLOGIA ECONOMICA

La variedad de rocas aflorantes en el macizo de Floresta (ígneas, metamórficas y sedimentarias), se constituyen de gran interés para la prospección de minerales. Arcillas, areniscas, calizas, pedernales y conglomerados, son materiales de construcción, utilizados en la fabricación del cemento, como agregados en el concreto, construcción de vías y mampostería. También se deben considerar los hidrocarburos como carbón y petróleo por la creciente importancia en la región y el país, que están en las unidades sedimentarias que bordean el macizo.

En las rocas metamórficas fueron identificados minerales de interés como magnetita, también cordierita y andalucita, que por su alto contenido de aluminio sirven como refractarios. En las rocas ígneas el feldespato potásico, ortoclasa y microclina, tienen una potencialidad en su uso cerámico.

6.1 RECURSOS NO METÁLICOS

6.1.1 Materiales de Construcción Calizas. En el área de estudio, sobresalen los potentes bancos de caliza de la Formación Tibasosa, tanto en la parte occidental como en el sector oriental, en esta última se observan canteras abandonadas, localizadas en la vereda El Tobo, Municipio de Corrales.

Las calizas se caracterizan por el alto contenido de carbonato de calcio, materia prima del cemento, papel, vidrio, y soda caústica, también se utiliza como cal agrícola para corregir la acidez de los suelos y como fundente.

En las canteras observadas en la parte oriental, los bancos de caliza alcanzan espesores de hasta 3 m, encontrándose altamente plegadas y fracturadas (Figura 61).

FIGURA 63. Canteras de caliza abandonadas Vereda El Tobo-Corrales. Nótese las variaciones en el buzamiento.

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Son muy pocos los lugares en donde se observan explotaciones activas, resalta principalmente la cantera que se encuentra en la Vereda Corrales en cercanías al sector Alto de Molina, explotada actualmente con maquinaria pesada. Figura 62.

FIGURA 64. Cantera de explotación de la Formación Tibasosa en Corrales Agregados Naturales. Se destacan las areniscas de la Formación El Tíbet y las areniscas y conglomerados de la Formación Girón, utilizados como materiales de base y sub-base granular en la construcción de vías.

Canteras en el área se encuentran, una de conglomerados de la Formación Girón sobre la vía que comunica los municipios de Corrales y Busbanzá en la Vereda Tonemí (Figura 63), y otra en la Vereda Tenería Baja, sector El Cerezo, de arenisca conglomerática perteneciente a la Formación El Tíbet, con capas que varían en espesores de 0,8 a 1m.

A B

FIGURA 65. A. Cantera de explotación de la Formación Girón. B. Cantera abandonada de la Formación Tibet En la parte oriental, sector Montonera, Vereda Buntía, municipio de Beteitiva, hay capas de pedernal y porcelanitas de la Formación Plaeners que alcanzan espesores de 1,7 a 4 m.

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Existe una cantera abandonada del stock de Otengá, en el sector Puente Sequia en la vereda Soiquía. En la cual se extraía material utilizado como recebo para vías.

Arcillas blancas. En la parte media de la Formación Floresta se encuentra un nivel constituido por arcillas blancas en forma concrecional, (Botero, 1950). De acuerdo a resultados de análisis pirométricos estas arcillas se encuentran en el límite semi-refractarias.

Arcillas rojas. Las arcillas de las formaciones de los valles; las obtenidas por ablandamiento artificial de las arcillas pizarrosas de las diferentes formaciones sedimentarias (Botero, 1950) ya localizadas y endurecidas, y las obtenidas por meteorización de algunas rocas, se usan en una escala muy pequeña para alfarería.

6.1.2 Minerales industriales Cordierita, andalucita y sillimanita, minerales ricos en aluminio, se encuentran en corneanas y neis de la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá, en especial cordierita en cristales de hasta 3 cm en forma elipsoidal se observó en los Cerros Cruz de Piedra y Vara Carga, del municipio de Beteitiva, en donde alcanza contenidos modales de hasta 30%. Estos minerales por su alto contenido de aluminio pueden ser usados en la industria cerámica, como refractarios. La andalucita presenta una superioridad sobre otros materiales refractarios, siendo estable químicamente a temperaturas que exceden los 1800ºC (Donald, 1994).

Feldespatos ricos en potasio, como ortoclasa y microclina son el constituyente fundamental de los granitos del stock de Otengá, los cuales pueden ser usados en la industria cerámica, vidrios, y como relleno en pinturas y el caucho; los menos alterados se encuentran en la franja Oriental del stock, en la Vereda Cusagota, municipio de Busbanzá. Figura 64.

FIGURA 66. Monzogranito con pórfiros de ortoclasa, en menor proporción cuarzo y plagioclasa en la matriz.

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Micas como moscovita y biotita, son el componente mayoritario de los Esquistos y Filitas, pueden ser usadas como agregado en pigmentos, cauchos, pinturas y en el papel. Arenas de cuarzo, se presentan producto de la meteorización de las rocas ígneo- metamórficas, sin embargo están asociadas con abundantes óxidos de hierro que limita su aplicación.

6.2 RECURSOS METÁLICOS

Magnetita es un mineral que frecuentemente se observa en los esquistos de la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá, en porcentajes de hasta el 15% en la Vereda Cucuacón, municipio de Busbanzá, en donde es frecuente encontrarla en láminas delgadas, planas a onduladas continuas. También presentan magnetita en las areniscas de la base de la Formación El Tibet, en donde reportan hasta un 20%.

6.3 RECURSOS ENERGETICOS

Este tipo de recursos está representado por los mantos de carbón presentes en la Formación Guaduas y el petróleo que aflora como alquitrán en algunas areniscas con buen potencial de ser reservorio de hidrocarburos. El carbón, a pesar de no estar aflorando dentro del área de estudio, se manifiesta al lado oriental de la falla de Soapága, en el sector Saurca, Vereda Divaquía, en el Municipio de Beteitiva. Los mantos aflorantes tienen espesores que oscilan entre 2–5 m., actualmente están siendo explotados en forma muy rudimentaria, su continuidad se ve interrumpida por la falla de Soapága tanto al norte como al sur. (Figura 65).

FIGURA 67. Mantos de carbón de la Formación Guaduas, actualmente explotados. Sector Saurca, Municipio de Beteitiva

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Los carbones de la Formación Guaduas no solamente son térmicos para la producción de energía, sino que también tienen un potencial de coquización hacia el norte de Tasco. Otro recurso a considerar en conjunto con el carbón es el gas asociado al carbón, especialmente metano, que podría tener buenas posibilidades en el área debido a la buena calidad del carbón y a su profundidad.

En el caso del petróleo se consideran los tipos de roca (generadoras, reservorios y sellos) y las estructuras que entrampan el petróleo. Como rocas generadoras de hidrocarburos, en el área, se consideran las rocas cretácicas lodosas que muestran contenidos importantes en materia orgánica tales como las presentes en las formaciones Tibasosa, Chipaque, Plaeners y Los Pinos (en el Grupo Guadalupe). Dentro de las rocas almacén o reservorio se consideran las arenitas de las formaciones Cretácicas y terciarias: Une, parte superior de Los Pinos, Arenisca Tierna, Areniscas de Socha, y Picacho. En esta última formación son bien conocidos los rezumaderos de petróleo en forma de alquitrán.

Como rocas sello se consideran las arcillolitas, limolitas y lodolitas de las formaciones Chipaque, que se superponen a las arenitas de la Formación Une; las arcillolitas del Guaduas superpuestas a la Formación Arenisca Tierna y la Arcillas de Socha que se superponen a las Areniscas de Socha. Niveles de arcillolitas de la Formación Concentración pudieran constituir el sello para las arenitas de la Formación Picacho. En el área las trampas estarían asociadas a estructuras plegadas y falladas. A pesar del gran tectonismo presente en el área, no se infiere un entrampamiento importante pues las estructuras y las unidades que las conforman son muy superficiales y están expuestas, en especial las formaciones almacenadoras y sellos.

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7. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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