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GEOLOGÍA DE LAS PLANCHAS129 CAÑASGORDAS Y 145 URRAO

Escala 1:100.000Memoria Explicativa

2003

129

145

6059 61 62 63 64 65

7069 71 72 73 74 75

8069 81 82 83 84 85

9190 92 93 94 95 96

103102 104 105 106 107 108

114113 115 116 117 118 119

128 130129 131 132 133 134

144 146145 147 148 149 150

164 166165 167 168 169 170

REPÚBLICA DE COLOMBIAMINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA

INSTITUTO DE INVESTIGACIÓN E INFORMACIÓN GEOCIENTÍFICA,MINERO - AMBIENTAL Y NUCLEAR

INGEOMINAS


Escala 1:100.000

MEMORIA EXPLICATIVA

Por

Humberto GonzálezAna Cristina Londoño

Bogotá, julio de 2003

INSTITUTO DE INVESTIGACIÓN E INFORMACIÓN GEOCIENTÍFICA,MINERO-AMBIENTAL Y NUCLEAR. INGEOMINAS

Geología de las planchas 129 Cañasgordas y 145 UrraoMemoria Explicativa

Diagonal 53 N° 34-53, A.A. N° 48-65Bogota, D.C., Colombia, S.A.www.ingeominas.gov.co

Dirección GeneralAdolfo Alarcón Guzmán

Subdirección de Reconocimientos GeocientíficosGeorgina Guzmán Ospitia

Proyecto de Levantamiento, Compilación y Generaciónde Información Geológica y Geomorfológica

Alberto Ochoa Yarza

Subdirección de Información GeocientíficaJulián Escallón Silva

Proyecto de Almacenamiento, Suministro yDespliegue de la Información Geocientífica

José Nelson Patiño Pérez

Coordinación Producción EditorialGladys María Pulido Reyes

Revisión EditorialMargaret Mercado

Diseño y DiagramaciónJosé Geiner Devia Culma

ImpresiónINGEOMINAS

Esta es una publicación de INGEOMINAS, CofinanciadaPOR EL FONDO NACIONAL DE REGALÍAS.

Prohibida la reproducción total o parcial de esta obra, por cualquiermedio, sin autorización escrita de INGEOMINAS

REPÚBLICA DE COLOMBIAMINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA

INSTITUTO DE INVESTIGACIÓN E INFORMACIÓN GEOCIENTÍFICA,MINERO - AMBIENTAL Y NUCLEAR

INGEOMINAS


Escala 1:100.000

MEMORIA EXPLICATIVA

Por

Humberto GonzálezAna Cristina Londoño

Medellín, junio de 2002

CONTENIDO

Pag:1. INTRODUCCIÓN.....................................................................................................................152. GENERALIDADES ...................................................................................................................17

2.1 GEOGRAFÍA ........................................................................................................................172.2 GEOMORFOLOGÍA ............................................................................................................242.3 POBLACIÓN Y VÍAS DE COMUNICACIÓN ...................................................................292.4 TRABAJOS ANTERIORES ..................................................................................................292.5 METODOLOGÍA .................................................................................................................302.6 AGRADECIMIENTOS .........................................................................................................31

3. NOMENCLATURA ESTRATIGRÁFICA ........................................................................... 334. ROCAS ÍGNEAS .................................................................................................................... 37

4.1 BASALTOS DE LA CLARA - RÍO CALLE (K2bcc) ...........................................................374.1.1 Metamorfismo ..................................................................................................................384.1.2 Correlaciones ....................................................................................................................394.1.3 Origen y edad ...................................................................................................................39

4.2 COMPLEJO SANTA CECILIA - LA EQUIS (KEscx) ........................................................404.2.1 Metamorfismo. .................................................................................................................444.2.2 Origen y edad ...................................................................................................................44

4.3 BATOLITO DE MANDÉ (PEgm) ........................................................................................464.3.1 Facies tonalítica .................................................................................................................504.3.2 Facies monzonita - monzodiorita ....................................................................................504.3.3 Facies gabro - diorita ........................................................................................................514.3.4 Facies porfídica .................................................................................................................514.3.5 Origen y edad ...................................................................................................................54

4.4 PÓRFIDOS DE PANTANOS (PEpp) ..................................................................................554.4.1 Origen y edad ...................................................................................................................57

4.5 COMPLEJO DE LA CRISTALINA (Eclc) ...........................................................................574.5.1 Rocas ultramáficas ............................................................................................................574.5.2 Rocas máficas ....................................................................................................................614.5.3 Edad y correlaciones ........................................................................................................61

4.6 STOCKS MONZONÍTICOS (Ngmd) ..................................................................................624.6.1 Monzonita del Páramo de Frontino (Nmpf) ..................................................................624.6.2 Diorita del Río San Juan (Ndsj) .......................................................................................63

4.6.3 Monzonita del Cerro Frontino (Ngmcf) .........................................................................654.6.4 Diorita de Morrogacho (Ndmg). .....................................................................................684.6.5 Monzodiorita de La Horqueta (Nmdlh). ........................................................................704.6.6 Origen y edad ...................................................................................................................70

4.7 VOLCÁNICO DEL PÁRAMO DE FRONTINO (Nvpf) ....................................................704.7.1 Origen y edad ...................................................................................................................71

4.8 BASALTO DE EL BOTÓN (Nbb) ........................................................................................724.8.1 Origen y edad ...................................................................................................................72

5. ROCAS SEDIMENTARIAS ....................................................................................................755.1 GRUPO CAÑASGORDAS ..................................................................................................75

5.1.1 Formación Penderisco ......................................................................................................755.1.2 Metamorfismo ..................................................................................................................805.1.3 Origen y edad ...................................................................................................................80

5.2 LIMOLITAS DE EL SIRENO (K2ls) ....................................................................................81 5.2.1 Origen y edad 82

5.3 FORMACIÓN UVA (ENu) ..................................................................................................825.4 DEPÓSITOS RECIENTES ....................................................................................................83

5.4.1 Terrazas (Qt) .....................................................................................................................835.4.2 Depósitos de talud (Qdt) .................................................................................................835.4.3 Aluviones (Qal) ................................................................................................................84

6. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL .................................................................................................856.1 FALLAS .................................................................................................................................85

6.1.1 Falla Herradura .................................................................................................................856.1.2 Falla Cañasgordas.............................................................................................................876.1.3 Falla Abriaquí ...................................................................................................................876.1.4 Falla San Ruperto ..............................................................................................................876.1.5 Falla Encarnación..............................................................................................................876.1.6 Falla San Juan....................................................................................................................886.1.7 Falla Portachuelo ..............................................................................................................886.1.8 Zona de Falla Murrí - Mutatá. .........................................................................................886.1.9 Falla Murindó ...................................................................................................................896.1.10Fallas Río Verde - Fuemía .................................................................................................89

6.2 LINEAMIENTOS .................................................................................................................906.3 PLEGAMIENTOS .................................................................................................................906.4 DIACLASAS .........................................................................................................................906.5 CLIVAJE POR CIZALLADURA .........................................................................................92

6.6 FOLIACIÓN DINÁMICA (CATACLÁSTICA) .................................................................927. GEOLOGÍA ECONÓMICA .....................................................................................................93

7.1 GEOQUÍMICA .....................................................................................................................937.2 MINERALIZACIONES ........................................................................................................94

7.2.1 Oro y plata ...................................................................................................................... 947.2.2 Otras mineralizaciones ................................................................................................... 99

7.3 DEPÓSITOS MINERALES NO METÁLICOS .................................................................. 1007.3.1 Calizas ............................................................................................................................. 1007.3.2 Materiales de contrucción .............................................................................................. 1007.3.3 Arcillas ............................................................................................................................ 100

7.4 AMBIENTES GEOLÓGICOS DE LOS YACIMIENTOS MINERALES Y POTENCIALMINERO DE LA REGIÓN ................................................................................................. 100

8. AMENAZAS GEOLÓGICAS ................................................................................................ 1038.1 AMENAZA SÍSMICA ........................................................................................................ 1048.2 AMENAZA POR MOVIMIENTO EN MASA ................................................................. 1058.3 AMENAZA POR AVENIDAS TORRENCIALES ............................................................ 1058.4 EROSIÓN DE SUELOS ...................................................................................................... 105

9. EVOLUCIÓN GEOLÓGICA ................................................................................................. 10710. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS .................................................................................... 111

FIGURAS

Pag.Figura 1. Mapa localización geográfica de la Plancha 129, Cañasgordas. ................................... 18Figura 2. Gráfico pluviométrico para los municipios de Anzá,Concordia,Cañasgordas,

Caicedo, Giraldo,UrraoyBolívar. ................................................................................... 21Figura 3. Cuencas de drenaje en el área de las planchas 129 y 145. ............................................. 22Figura 4. Valles en U, Páramo de Frontino. .................................................................................. 26Figura 5a. Estrías Glaciares en dos direcciones en el Páramo de Frontino. .................................. 27Figura 5b. Secuencia doble de suelos, indicativa de dos períodos de glaciación en el Páramo .

de Frontino ....................................................................................................................... 28Figura 6. Índice de planchas y participación de geólogos en los trabajos de campo de la

Plancha 129, Cañasgordas. .............................................................................................. 32Figura 7. Variedades texturales en rocas basálticas del Complejo Santa Cecilia - La Equis. ..... 43Figura 8. Clasificación y nomenclatura de tobas del Complejo Santa Cecilia – La Equis,

basada en la naturaleza de los fragmentos. ................................................................... 47Figura 9. Diagrama Q.A.P. para facies Tonalita-Cuarzodiorita del Batolito de Mandé

(Campos de Streckeisen, 1976). ...................................................................................... 49Figura 10. Diagrama P-Cpx-Opx-Ol y P-Px-Hb de la facies gaboride del Batolito de

Mandé (Campos de Streckeisen, 1976). .......................................................................... 53Figura 11. Variedades litológicas y texturales en los pórfidos de Pantanos. ............................... 58Figura 12. Diagrama QAP indicando composición modal de la Monzonita del Páramo

de Frontino. ...................................................................................................................... 64Figura 13. Diagrama QAP con composición modal de la Monzonita del Cerro de Frontino. .... 67Figura 14. Diagrama QAP mostrando la composición de la Diorita de Morrochacho. ............... 69Figura 15. Estructura del Basalto de El Botón. ................................................................................ 73Figura 16A.Diagrama de barras para diferentes tipos de areniscas del Miembro Urrao. ........... 78Figura 16B. Diagrama L.Q.F. para clasificación arenitas y wacas del Miembro Urrao. .............. 78Figura 17. Principales fallas y sistemas de fallas en las planchas 129 y 145. ................................. 86Figura 18. Diagrama de rosas a) para 324 diaclasas medidas en las planchas 129 y 145

b)para 232 alineamientos en las planchas 129 y 145. ..................................................... 91Figura 19. Localización de proyectos de exploración geoquímica llevados a cabo en el área

de las planchas 129 (Cañasgordas) y 145 (Urrao). ......................................................... 95Figura 20. Localización de minas y prospectos en las planchas 129 (Cañasgordas) y 145

(Urrao). ............................................................................................................................ 96

TABLAS

Pag.Tabla 1. Pisos térmicos, extensión y temperaturas en el área de las planchas

129- Cañasgordas y 145-Urrao. ....................................................................................... 19

Tabla 2. Registro pluviométrico: Precipitación mensual en mm en estaciones localizadasen las planchas 129-145 y regiones vecinas. ................................................................... 20

Tabla 3. Nomenclatura estratigráfica para las rocas del Cretácico - Paleógeno de laCordillera Occidental. ..................................................................................................... 34

Tabla 4. Análisis modales de Basaltos de La Clara – Río Calle .................................................. 39

Tabla 5. Análisis modales de Basaltos del Complejo Santa Cecilia - La Equis ......................... 42

Tabla 6. Análisis modales de tobas del Complejo Santa Cecilia - La Equis. ............................. 46

Tabla 7. Análisis Modales Batolito de Mandé, facies granodiorita - tonalita. .......................... 50

Tabla 8. Análisis modales de la facies básica del Batolito de Mandé. ....................................... 52

Tabla 9. Análisis modales de la facies porfídica del Batolito de Mandé. .................................. 54

Tabla 10. Análisis modales de rocas porfídicas del Area de Pantanos. ...................................... 56

Tabla 11. Análisis modales representativos de los stocks monzodioríticos en las planchas129 y 145. .......................................................................................................................... 63

Tabla 12. Análisis modales de la Monzonita del Cerro Frontino ................................................. 66

Tabla 13. Análisis modales del Stock de Mogarrocho ................................................................... 68

Tabla 14. Análisis modales de arenitas y wacas del Miembro Urrao. .......................................... 77

Tabla 15. Amenazas geológicas que han afectado las cabeceras municipales localizadasen las planchas 129 y 145. ................................................................................................ 104

INGEOMINAS 13

Geología de las planchas 129 Cañasgordas y 145 Urrao

RESUMEN

Las planchas 129 Cañasgordas y 145 Urrao,escala 1:100.000, del Mapa Geológico deColombia, están localizadas sobre la zona axialy flanco occidental del sector septentrional dela Cordillera Occidental en el Departamentode Antioquia, en donde sobre los 3.400 msnm,en el páramo de Frontino, se encuentran evi-dencias de glaciaciones que afectaron estaparte de la cordillera durante el Cuaternario.Esta región hace parte del occidente colom-biano caracterizado por la presencia de unbasamento de afinidad toleítica formado porla acreción, durante el Cretácico, de variosbloques generados en ambientes geodinámicosdiferentes tales como de corteza oceánica, arcoinsular, cuenca tras-arco y de plateauoceánico.

Las rocas más antiguas en el área correspon-den a los Basaltos de La Clara - Río Calle delCretácico Superior que representa un vulca-nismo básico oceánico, que, de acuerdo consu afinidad geoquímica, pueden representarun ambiente tanto de arco de isla, un riftperturbado por un punto caliente o un frag-mento de plateau. Estas rocas se intercalanconcordantemente con sedimentitas arenoarcillosas y limolitas silíceas del CretácicoSuperior e indican un solo evento tectonomag-mático. La actividad volcánica se extiendehasta el Paleoceno - Eoceno temprano con elComplejo Santa Cecilia – La Equis constitui-do por flujos lávicos básicos y piroclastitas conniveles locales de lavas almohadilladas e in-tercalaciones de sedimentitas.

La actividad magmática plutónica se inicia enel Eoceno medio con la intrusión del Batolitode Mandé y las facies marginales hipoabisales

relacionadas a las cuales se asocian minerali-zaciones de Cu-Mo diseminadas. El complejomáfico - ultramáfico de La Cristalina presen-ta contactos tectónicos con las unidades ad-yacentes y se caracteriza por su amplia varia-ción litológica y relaciones estructurales com-plejas entre sí y con las rocas adyacentes, locual dificulta fijar una edad relativa, aunquelocalmente parece ser intrusivo en las faciesde borde del Batolito de Mandé.

El magmatismo se extiende hasta el Pliocenocon el emplazamiento del Stock del Páramode Frontino y plutones monzodioríticoscorrelacionables en el área de Urrao – Frontino- Abriaquí. La actividad ígnea termina en elPlioceno tardío con el vulcanismo efusivo yexplosivo de composición básica a intermediay cuyos productos se encuentran en elpáramo de Frontino y El Botón.

Rocas sedimentarias marinas del CretácicoSuperior hacen parte del Grupo Cañasgordas,Formación Penderisco, dividida en los miem-bros Urrao, de composición areno arcillosa, yNutibara, constituido por calizas y chert. Aloccidente de estas unidades aflora un conjun-to areno arcilloso, similar por litología al Miem-bro Urrao, denominado informalmenteSedimentitas de El Sireno.

Sedimentitas cenozoicas del límite Paleógeno- Neógeno conforman la Formación Uva en elborde oriental de la Cuenca del Atrato, en ellímite suroccidental de la Plancha 145 Urrao.La sedimentación reciente ha formado depó-sitos superficiales poco o no consolidados queconforman terrazas, depósitos de talud yaluviones que, en muchos casos, correspon-

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Humberto González, Ana Cristina Londoño

den a una mezcla de material aluvial y coluvialmal seleccionado.

Las rocas del Grupo Cañasgordas se encuen-tran plegadas, deformadas o fracturadas deacuerdo con su grado de competencia y, enparte, controladas estructuralmente por siste-mas de fallas de dirección predominante nor-te sur y de extensión variable y, aunque suexpresión en superficie no es, en algunos ca-sos, clara, ésta permite determinar la continui-dad de los sistemas principales de fallas. Lasrocas sedimentarias de este grupo, especial-mente las de menor competencia, presentanuna fase de deformación caracterizada por eldesarrollo de una foliación o un clivaje decizalladura que incluye la transposición de laestratificación y el desarrollo de una foliaciónparalela a los ejes de los pliegues isoclinales.Varias de las fallas delimitadas en este trabajopresentan evidencias claras de actividad en elCuaternario, con desplazamiento de vallesaluviales y de antiguos flujos de escombros;presentan un grado de actividad bajo amoderado y, aunque no todas ellas presentan

evidencias morfológicas, por lo general, se ma-nifiestan como lineamientos.

En la evaluación del potencial minero de laregión no solo se consideró la litología exis-tente y su ambiente tectónico de formación,sino los resultados de los trabajos de explora-ción geoquímica y el conocimiento de lasmineralizaciones existentes. Las ocurrencias ymanifestaciones de mayor interés se encuen-tran relacionadas al Batolito de Mandé eintrusivos subvolcánicos en los cuales se en-cuentra Cu-Mo diseminado; los cuerposmagmáticos más jóvenes, de composiciónmonzodiorítica, presentan asociados sistemashidrotermales con Au-Ag y sulfuros básicos,en menor proporción.

La zona, por sus características geológicas ylocalización geográfica, está sometida en di-ferentes grados a amenazas de origengeológico que pueden implicar riesgo en lasregiones con mayor densidad de población ysobre las obras de infraestructura.

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1. INTRODUCCIÓN

El Instituto de Investigaciones e InformaciónGeocientífica, Minero-Ambiental y Nuclear,INGEOMINAS, como parte de su misióninstitucional, provee información con el fin deconocer y entender la Tierra, su evolución,composición, dinámica, recursos y amenazasde origen geológico, mediante la investigacióny el trabajo interdisciplinario, en los camposdel reconocimiento geocientífico del territorionacional. La cartografía geológica es la activi-dad primaria cuyo propósito final es estable-cer la naturaleza, la forma y la posición, elorigen y la edad, la evolución y las relacionesespaciales y el significado global de las unida-des litológicas y estructurales en un áreadeterminada.

Los mapas geológicos suministran informacióngeocientífica básica para el desarrollo de unapolítica pública relacionada con el conocimien-to y manejo de los recursos minerales y ener-géticos, del agua, del riesgo debido a amena-zas geológicas y con la protección del medioambiente.

Las planchas 129 Cañasgordas y 145 Urraohacen parte, en su mitad oriental, delCuadrángulo I-7 Urrao en el antiguo sistemade publicaciones empleado por el ServicioGeológico Nacional e INGEOMINAS, el cualfue cambiado en 1978 por el de planchas aescala 1:100.000 con el fin de aprovechar lasmatrices con topografía del Instituto Geográ-fico Agustín Codazzi, IGAC. Los mapas queacompañan esta memoria complementan yactualizan la información de este cuadrángulo(Álvarez & González, 1978). La geología delextremo oriental de cada una de estas plan-chas, unos 2.000 km2, fue tomada del mapa

del Cuadrángulo I-7; se efectuó una revisiónde la nomenclatura estratigráfica utilizada yse complementó la información con base en elconocimiento y el desarrollo de nuevasinvestigaciones en el área.

La memoria explicativa amplía la informacióncontenida en el mapa; la descripción de lasunidades litológicas se ha hecho teniendo encuenta la leyenda del mapa y se considera quelas geoformas actuales, su dinámica y límitesson el resultado de la evolución geológica delárea a través del tiempo.

Conjuntamente con la cartografía geológica,y en proyectos específicos de exploración, seefectuó un muestreo geoquímico regional quecomplementó la información disponible parael análisis y caracterización de los ambientesgeológicos, de los recursos minerales existen-tes y de las posibilidades de mineralización enel área.

Las amenazas por fenómenos de origengeológico son consideradas como parte fun-damental del estudio, teniendo en cuenta eldesarrollo de la región y las poblaciones exis-tentes en un área de intensa actividadtectónica que ha afectado de una manera no-toria a los habitantes de la región en los últi-mos años. Esta información es base para estu-dios detallados que permitan la elaboraciónde los mapas de amenaza, análisis de vulne-rabilidad y, finalmente, de mapas de riesgo paraáreas específicas como las cabeceras municipa-les, la red vial y las obras de infraestructura.

Los mapas geológicos y su memoria explicati-va son el resultado del trabajo de muchos

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geólogos del Centro Operativo RegionalMedellín, quienes con su esfuerzo y dedica-ción levantaron las secciones de campo, toma-ron los datos y las muestras necesarias para

hacer la interpretación que se presenta en estetrabajo, pero la responsabilidad de la infor-mación contenida y su interpretación corres-ponde sólo a los autores.

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2. GENERALIDADES

Las planchas 129 Cañasgordas y 145 Urraocorresponden a divisiones hechas por el IGACpara el levantamiento topográfico del país,escala 1:100.000, y cada una está constituidapor 16 planchas a escala 1:25.000 con un áreade 150 km2, para una extensión total de

2.400 km2. Están localizadas en la partenoroccidental del Departamento de Antioquia(Figura 1) y constituyen un rectángulo cuyascoordenadas en sus vértices, con origen enBuenaventura, son:

Plancha 129:

A: X= 1.240.000 (6° 46' 4.21" N) Y= 1.060.000 (76° 31’ 32.1’’ W)B: X= 1.240.000 (6° 46' 4.21" N) Y= 1.120.000 (75° 59’ 39.7" W)C: X= 1.200.000 (6° 24’ 30.3’’ N) Y= 1.060.000 (76° 31’ 32.1’’ W)D: X= 1.200.000 (6° 24’ 30.3’’ N) Y= 1.120.000 (75° 59' 39.7" W)

Plancha 145:

C: X= 1.200.000 (6° 24’ 30.3’’ N) Y= 1.060.000 (76° 31’ 32.1’’ W)D: X= 1.200.000 (6° 24’ 30.3’’ N) Y= 1.120.000 (75° 59’ 39.7’’ W)E: X= 1.160.000 (6° 02’ 30.6’’ N) Y= 1.060.000 (76° 31’ 32.1’’ W)F: X= 1.160.000 (6° 02’ 30.6’’ N) Y= 1.120.000 (75° 59’ 39.7’’ W)

2.1 GEOGRAFÍA

El área de estudio se encuentra ubicada en elextremo septentrional de la Cordillera Occi-dental, sobre su flanco occidental, con unrelieve abrupto de pendientes fuertes que sesuavizan hacia el occidente. El relieve presen-ta grandes contrastes entre las partes másaltas en el páramo de Frontino con 3.900 msnm(Plancha 129), Alto Culebrero, cerroMorrogacho y cerro La Horqueta con más de2.500 msnm y los valles formados por el ríoMurrí y sus tributarios en el extremo occiden-tal de la Plancha 129 a 200 - 300 msnm con unadiferencia de nivel en el área de unos 3.700 m.

La Plancha 145 Urrao está localizada al surde la Plancha 129 Cañasgordas y presentacaracterísticas topográficas similares conalturas máximas al norte de Urrao, de cercade 3.600 msnm, y menores de 300 msnm en laparte baja de los ríos Ocaidó (D-2), Arquía(E-1) y Bebará (H-3).

La localización del área en la zona ecuatorialo intertropical de bajas latitudes tiene comoconsecuencia variaciones mínimas en la tem-peratura anual y donde el factor fundamen-tal en su determinación es la altitud (Espinal,1985); por lo tanto, en las planchas existen lossiguientes pisos térmicos (Tabla 1):

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PISO TÉRMICO ALTURA (msnm) SUPERFICIE (km2)

VARIACIÓN TEMPERATURA 1

Cálido 0-1.000 1.160 24-30°C Templado 1.000 - 2.000 1.360 18-24°C Frío 2.000 - 3.000 2.155 12-18°C Páramo 3.000 – 4.000 125 6-12°C

Tabla 1. Pisos térmicos, extensión y temperaturas en el área de las planchas 129Cañasgordas y 145 Urrao

1 La variación en la temperatura anual promedio no es mayor de 3 oC para un mismo lugar.

-Piso cálido, región baja de los ríos Penderisco,Murrí, Chaquenodá, Carauta, JambaradóOcaidó, Arquía y Bebará, con alturas entre los200 y 1.000 msnm y una temperatura mediaanual entre 24 y 30°C.

-Piso templado: se encuentra en la zona ubi-cada entre los 1.000 y 2.000 msnm con unatemperatura media anual entre 18 y 24°C ycorresponde a gran parte de la vertienteoccidental de la Cordillera Occidental en lazona de trabajo.

-Piso frío: Se encuentra entre los 2.000 y 3.000msnm hacia el eje de la cordillera con unatemperatura media anual entre 12 y 18°C.

-Piso de páramo: Es el área comprendida porencima de 3.000 msnm con temperatura anualinferior a 12°C y en la zona de trabajo corres-ponde al páramo de Frontino.

Las variaciones de los promedios anuales detemperatura no supera los 3°C para el mismolugar; sin embargo, las diferencias diarias sonmucho mayores con noches más frescas.

La distribución de las lluvias a lo largo delaño, por lo general, es bimodal, con la ocu-rrencia de dos períodos mayores de lluvias,intercalados con dos de menor precipitación(Tabla 2; Figura 2) . La primera época delluvias se presenta de marzo a mayo y lasegunda de septiembre a noviembre; lasépocas de menor precipitación correspon-den al comienzo y a mediados del año. Todael área es drenada por afluentes del ríoAtrato, el cual vierte sus aguas al mar Cari-be en el golfo de Urabá, al norte de las plan-chas. Los ríos principales de la región son,en la Plancha 129; Herradura, afluente delrío Sucio, Cañasgordas y Sucio, en la parteoriental; Encarnación, afluente del ríoPenderisco, en la parte suroriental ;Chaquenodá y Carauta, en la parte nortecentro y el Penderisco – Murrí, en la parteoccidental (Figura 3). En la Plancha 145, losprincipales son Urrao y Pabón, en la parteoriental; Curazamba, en la parte sur cen-tral; en la parte norte centro, los ríosPenderisco y Encarnación; al occidente, losríos Mandé, Arquía, Ocaidó, San Miguel yBebará (Figura 3).

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20

Hum

berto González, A

na Cristina Londoño

Tabla 2. Registro pluviométrico: precipitación mensual en mm en estaciones localizadasen las planchas 129 y 145 y regiones vecinas.

Fuente: Cenicafé; Anuario Estadístico de Antioquia (2000)

FEB MZO ABR MAY JUN JUL AGT SEP OCT NOV DIC Promedio Años 81 151 164 420 231 123 201 271 231 185 78 182,25 1971-

1995 52 112 114 240 186 179 263 191 209 163 96 153,75 1971-

1995 74 201 153 221 148 245 204 234 266 205 138 180,66 1949-

1959 190 203 365 399 351 304 362 338 386 316 225 303,16 1949-

1967 91 239 361 593 261 161 381 323 330 183 78 250,58 1971-

1995 164 299 259 446 390 249 366 331 296 283 160 281,16 1971-

1995 115,9 150,4 123,4 368 344 282,9 263,7 240,1 217,1 216,2 113,1 204,95 1990-

1998

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Ingeominas

Ingeominas

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La distribución de la vegetación depende devarios factores, entre los cuales se encuentranel clima, el relieve y la influencia de los ani-males, y el más importante es el climático jun-to con el relieve, ya que éste lo modifica. Ladiferencia de altitudes en el área permite que

se tenga una amplia variación en la vegeta-ción, aunque la acción antrópica ha modifica-do, en muchas zonas, la vocación natural decada una de ellas, con excepción del ParqueNatural de Las Orquídeas, donde en gran par-te se conserva el bosque primario.

La distribución de la vegetación en el área está basada en la clasificación de pisos bioclimáticoshecha por Cuatrecasas (1934):

ALTURA DENOMINACIÓN0-1.000 m Bosque ecuatorial1.000-2.400 m Bosque sub-andino2.400-3.800 m Bosque andino3.800- en adelante Páramo

El bosque ecuatorial se encuentra en la parteoccidental de las planchas, es extraordinaria-mente rico en árboles verdes todo el año, quepertenecen a diversas familias, cuyas copas sedisponen en varios estratos con troncos altos,delgados, generalmente, y raíces tabulares.

El bosque sub-andino se extiende sobre laCordillera Occidental con una precipitaciónentre 1.000 y 4.000 mm anuales; presenta ca-racterísticas similares a las del bosque ecuato-rial, pero contienen menor número de espe-cies con raíces en forma de estribo, menor can-tidad de epífitas leñosas y, en general, presentaun mayor grado de intervención del hombre.

El bosque andino forma una faja delgada eirregular en la parte central de las planchas,con una pluviometría entre 900 y 1.500 mmanuales donde la nubosidad y las nieblas fre-cuentes contribuyen a que la humedad seaconstante. La cresta de la Cordillera Occiden-tal pertenece a este piso, donde el tamaño delos árboles disminuye a medida que aumentala altura sobre el nivel del mar. La interven-ción humana ha reemplazado en gran partela vegetación nativa por cultivos y pastos.

El páramo ocupa una pequeña extensión enel páramo de Frontino, con una precipitaciónentre 3.000 y 4.000 mm, y se caracteriza porla escasez de árboles y abundancia de mato-rrales con pajonales de Calamagrostis yfrailejones.

El Parque Natural de Las Orquídeas está ubi-cado en jurisdicción de los municipios deUrrao, Abriaquí y Frontino, entre las planchas129 y 145. Es un refugio selvático de 32.000Ha, limitado al occidente por los ríosJengamecodá y Chaquenodá, al norte por elrío Quiparadó y al sur por el río Calle, conalturas entre 300 y 3.850 msnm, lo cual per-mite la presencia de todos los pisosbioclimáticos. En las tierras bajas, donde hayselva húmeda de piso cálido, se encuentranhasta 260 especies de plantas de diámetromayor a 2,5 cm en un décimo de hectárea; enla selva andina, a medida que se asciende ha-cia la cordillera, aparecen hasta 52 especies, ydominan laureles, mortiños y quinas, conalgunas piperáceas y melastomatáceas; en elbosque alto pueden encontrarse hasta 300 es-pecies de orquídeas de un solo género acom-pañado de quiches y anturios.

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Las diferentes clases de roca, clima y morfolo-gía han dado lugar a la formación de distin-tos tipos de suelos que difieren en sus caracte-rísticas físicas, químicas, mineralógicas y porlo tanto, en la aptitud para su uso (IGAC,1992).

Suelos de planice aluvial se encuentran en elextremo occidental de las planchas, en los ríosChaquenodá, Penderisco, Murrí y Pantanos,entre otros, en la Plancha 129, en los ríosArquía, Ocaidó y Bebará, en la Plancha 145;estos suelos son poco evolucionados y en laszonas de clima húmedo y superhúmedo sonpobres en nutrientes y su desarrolloagropecuario es limitado por las condicionesclimáticas y la altitud.

Suelos de piedemonte de han formado en con-diciones de clima húmedo hastasuperhúmedo, en zonas de relieve plano a in-clinado; son superficiales pobres en nutrientesy, por lo general, mal drenados. Se ubicanentre el piedemonte de la Cordillera Occiden-tal y la región del Atrato, al occidente de lasplanchas.

Suelos de colinas se han desarrollado a partirde rocas volcánicas básicas y sedimentarias,en clima húmedo sobre la vertiente occidentalde la Cordillera Occidental; son biendrenados, altos en nutrientes, moderadamen-te profundos y con erosión moderada a seve-ra. En el clima cálido superhúmedo de las co-linas hacia el río Penderisco y las planicies delAtrato, son suelos moderadamente evolucio-nados que varían de profundos a superficia-les, los cuales presentan movimientos en masay su uso agropecuario es limitado.

En la zona de páramo, los suelos de cordillerahan evolucionado a partir de material volcá-nico; por lo general, son profundos, pocodesarrollados, y su uso está limitado debido

a las fuertes pendientes y a las bajas tempera-turas.

2.2 GEOMORFOLOGÍA

Las cabeceras municipales localizadas en lasplanchas 129 y 145, Cañasgordas, Frontino,Abriaquí y Urrao, hacen parte de la Corpora-ción Autónoma Regional de Urabá(CORPOURABÁ), entidad que ha efectuadoalgunos trabajos geológicos para el ordena-miento territorial de la región (INGEOMINAS,1994) de los cuales se ha extractado parte dela información geomorfológica del área.

En el área de las planchas 129 y 145 se pue-den establecer dos grandes regiones con ca-racterísticas morfológicas bien definidas:

Región oriental:

Localizada cerca a la zona de la CordilleraOccidental donde se presentan las mayoreselevaciones con desarrollo de pendientes fuer-tes, y drenajes profundos que favorecen laexposición de los diferentes tipos litológicos.

En esta zona se presenta una unidadgeomorfológica denominada altiplano deFrontino – Urrao (INGEOMINAS, 1994); estealtiplano, con altura aproximada entre 1.800y 2.000 metros, en el que se destacan los vallesde Abriaquí, Urrao y Frontino, los cualesestán divididos por el páramo de Frontino yrodeados de cadenas montañosas más bajasque hacen las veces de divisorias de agua, biensea hacia el río Cauca o hacia subcuencas ve-cinas. Las vertientes sobre el cerro y el pára-mo de Frontino forman escarpes casi vertica-les en roca, y terminan en valles glaciares ofluvioglaciares que cubren espesos saprolitos,

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hasta de 40 m en el Miembro Urrao del GrupoCañasgordas y de 5 a 15 m en el MiembroNutibara del mismo grupo.

Incluye este altiplano una subunidad que co-rresponde a las planicies cuaternarias, las cua-les están en su totalidad utilizadas en agricul-tura y ganadería. La pluviosidad moderadaha permitido un desarrollo de suelos madu-ros en las partes planas, aptos para su apro-vechamiento agrícola y agroindustrial, y a suvez, los suelos residuales de las vertientes mon-tañosas que rodean el altiplano, aunquedelgados, pueden soportar actividad ganade-ra extensiva.

Región occidental:

Localizada sobre los cursos medios e inferiorde los ríos Carauta, Chaquenodá, Pantanos yMurrí - Penderisco con pendientes suaves yun drenaje desarrollado sobre rocasgranitoides del Batolito de Mandé, con suelosde planicie aluvial poco evolucionados.

En esta zona se encuentra la unidadgeomorfológica denominada Altiplano deMandé – Murrí (INGEOMINAS, 1994).

Existe una planicie reciente conformada pordos valles con alturas entre 700 y 1.000 m, se-parados entre sí por el cañón del río Penderiscoque divide la planicie de los ríos Amparradó,Pantanos y Chaquenodá de la de los ríos Man-dé y Ocaidó; la primera es la más alta y la úl-tima, la más baja. El origen de su desnivel sedesconoce, pero preliminarmente se puedeatribuir a la actividad tectónica de las fallasde Murindó y Murrí - Mutatá.

La planicie está limitada tanto al este como aloeste por sistemas montañosos, de los cualesel más bajo es el occidental, mientras que eloriental representa un escarpe evolucionado

que la separa del altiplano de Urrao. Lossaprolitos presentes son profundos, del ordende 30 m, con suelos incipientes debido a laaltísima pluviosidad en ella, en su mayoría conencharcamientos y pantanos, poco aptos parasu uso como pastizales. Los niveles freáticosson altos aun en las zonas montañosas, mien-tras que en las partes planas se encuentrancasi en superficie. Aparentemente, lospastizales actuales exhiben un verdor de apa-riencia fértil, pero en realidad se trata dezonas pantanosas donde crecen diversas va-riedades de esparto.

Hacia el límite noroccidental está limitada porla Falla Murindó, y forma un empinadoescarpe del orden de los 600 m, que hace lasveces de divisoria de aguas entre los ríos Atratoy Sucio.

En el área de estas planchas se han reportadorasgos y vestigios de antiguos glaciares(Álvarez & Zuluaga, 1983; INGEOMINAS,1987) en la parte alta del páramo de Frontino(entre las planchas 129 y 145). En las cabece-ras de las quebradas Churrumblún yAnacozca (Plancha 129, G-10, H-10) existenlos lagos Campanas y Puente Largo, respecti-vamente, situados a unos 3.600 msnm; estoslagos podrían corresponder al estadio final delproceso de retroceso de antiguos glaciares, yaque allí existen formas aborregadas al comienzode los valles, así como depósitos de bloqueserráticos angulares y estriados que correspon-derían a morrenas laterales y de fondo(Álvarez & González, 1978) que por el proce-so de abrasión, han limado y estriado lasrocas que permanecieron estáticas mientras lamasa de hielo estaba en movimiento; además,en el nacimiento de los ríos mencionados, lamorfología característica está definida porvalles en U, con paredes laterales de pendien-tes fuertes (Figura 4).

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Según Álvarez y Zuluaga (1983), las eviden-cias encontradas indican dos períodosglaciares, aunque los indicios de la últimaglaciación han sido modificados y, en parte,divididos por episodios climáticos recientes.Estas evidencias se encuentran por encima delos 3.000 msnm, altura con la cual coincidenlas morrenas terminales.

Estrías glaciares en dos direcciones (Figura 5a)pueden indicar dos edades de glaciación, es-trías profundas con dirección N10°E son oca-sionales ya que existe una nueva generaciónde estrías con dirección N30°E sobreimpuesta

a la primera. Dos secuencias de suelos obser-vados en el valle de la quebrada Churumblún(Figura 5b) son también evidencias de dos pe-ríodos de glaciación: la secuencia más antiguatiene horizontes A, B1, B2 y C fosilizados poruna secuencia más joven con horizontes A yB parcialmente lixiviados.

Dentro de las morrenas observadas (Álvarez& Zuluaga, 1983), por sus características,se pueden separar al menos dos tipos: lamás antigua está litificada y compuesta porbloques y guijarros mal seleccionados,compactados y bien cementados, mientras

Figura 4. Valles en U, páramo de Frontino (Álvarez & González, 1983).

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Figura 5a. Estrías glaciares en dos direcciones en el páramo de Frontino(Álvarez y Zuluaga, 1983).

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que la más reciente es friable, no consolida-da y con material fino como constituyenteesencial.

En algunos lugares del páramo se han de-sarrollado sillas entre circos como resulta-do de la prolongación de los glaciares haciasuperficies preglaciares más elevadas(Álvarez & Zuluaga, 1983). Perfiles en V,indicativos de erosión fluvial , se hansobreimpuesto a viejos perfiles en U, lo cualindica que la erosión fluvial ha profundiza-do estos valles en épocas pos glaciares.

Otras características estrechamente ligadas aprocesos de erosión glaciar en el área (Álvarez& Zuluaga, 1983) son:

Abrasión: superficies de roca pulidas, canalesestrechos a rajas profundas y estriaciones finas.

Extracción de bloques en pequeña y granescala.

Fraccionamiento de la roca por ensanchamien-to de fracturas o fisuras, debido al aumento devolumen del agua al congelarse dentro de éstas.

Figura 5b. Secuencia doble de suelos, indicativa de dos períodos de glaciación en elpáramo de Frontino (Álvarez y Zuluaga, 1983).

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2.3 POBLACIÓN Y VÍAS DECOMUNICACIÓN

La densidad de población en estas planchases baja y grandes áreas al centro y occidentede ella están despobladas. La mayor cantidadde población se encuentra en la región declima medio y, en especial, en las cabecerasmunicipales de Abriaquí, Cañasgordas yFrontino (Plancha 129) y en Urrao (Plancha145) y en los corregimientos de esos munici-pios, aunque, en términos generales, es unade las áreas del Departamento de Antioquiatodavía con vocación rural.

El acceso por carretera al área está restringi-do a las vías que conducen a las cabeceras mu-nicipales de Cañasgordas, Frontino, Abriaquíy Urrao porque son escasas las vías veredalesy de penetración que existen en la zona. Elacceso principal a la Plancha 129 es la vía quede Medellín conduce a Turbo y pasa porCañasgordas y de la cual se desprenden losramales que van a Frontino, Abriaquí y deFrontino a Nutibara; mientras que el acceso ala Plancha 145 se hace por la carretera que deBolombolo se dirige a Concordia, Betulia yUrrao. La comunicación interveredal y a laszonas de colonización se hace por caminos deherradura de difícil tránsito en épocas deinvierno.

Los municipios de Frontino y Urrao poseenaeropuertos, pero sólo hay servicio regional detransporte aéreo al de Urrao.

2.4 TRABAJOS ANTERIORES

La mitad oriental de estas planchas, hace partedel Cuadrángulo I-7 Urrao (Álvarez &González, 1978) del cual se ha tomado infor-mación geológica básica para este trabajo.Fuera de este mapa e informe, las referencias

que existen son escasas y, en la mayoría de loscasos, corresponden a trabajos regionales queen su contexto incluyen esta región o a traba-jos específicos de tesis de grado que cubrenalgunos aspectos de geología económica en elcerro de Frontino o de geología ambiental parazonificación de cabeceras municipales y deproyectos de infraestructura, cuyas referenciasespecíficas aparecen indicadas en los capítu-los de Geología Económica y AmenazasGeológicas, respectivamente.

Entre los trabajos de Geología Regional consi-derados por su incidencia en los estudios dela Cordillera Occidental de Colombia debencitarse los de Álvarez (1971 a y b) quién intro-duce la nomenclatura estratigráfica de la par-te norte de esta cordillera; el de Irving (1971)sobre la evolución estructural de Los Andesde Colombia, por su importancia en el trata-miento global de las estructuras en la regiónandina; el aporte paleontológico de Castro &Feininger (1965), Etayo et al. (1980) y Etayo(1989) que han permitido precisar la edad delos sedimentos intercalados en las rocasvolcánicas y, por ende, la de éstas. Los dife-rentes trabajos, con énfasis estructural,efectuados por Toussaint (1978, 1995, 1996) yPage (1986); las consideraciones sobre terre-nos geológicos y la constitución del occidentecolombiano con base en el modelo de terrenosde Etayo et al. (1983), Restrepo & Toussaint(1988), Toussaint & Restrepo (1988, 1989) yNivia (1998). El trabajo de Grösser (1989)plantea el modelo tectónico para explicar laCordillera Occidental como un arco deislas.

Los mapas geológicos generalizados del De-partamento de Antioquia (Servicio GeológicoNacional, 1946; INGEOMINAS, 1979;González et al., 1997) muestran el avance enel conocimiento geológico de esta región deldepartamento, aunque, por escala, aparecen

INGEOMINAS30


generalizadas las unidades litológicas y estruc-turas que se encuentran en el área.

Álvarez (1983) presenta algunas característi-cas petroquímicas de las rocas magmáticas quehacen parte de la Cordillera Occidental mien-tras que Restrepo et al. (1982) y Maya (1992)presentan una recopilación de edadesradiométricas disponibles que precisan loseventos magmáticos que han afectado el área.

Los trabajos de prospección geoquímica y geo-logía económica permitieron establecerparámetros de exploración para esta parte dela cordillera conjuntamente con la definiciónde algunas anomalías geoquímicas regionalesy definir las características del prospecto dePórfido Cuprífero de Pantanos (Ramírez et al.,1979; Álvarez et al., 1984, 1987).

2.5 METODOLOGÍA

La elaboración del mapa geológico se hizo conbase en información recolectada en campo alo largo de quebradas, cortes de carreteras ycaminos. La programación de los diferentescortes tuvo en cuenta la información regionalconocida a ese momento y lafotointerpretación a escalas diferentes(1:30.000 - 1:40.000) que permitió tener unconocimiento de las característicasgeomorfológicas, geológicas y estructurales dela región.

Los datos obtenidos fueron localizados sobreplanchas a escala 1:25.000, del IGAC, utiliza-das para el trabajo de campo, aunque es ne-cesario aclarar que la densidad de muestreono fue uniforme a lo largo de toda el área, yaque los accesos no son igualmente factibles y,además, en la región noroccidental, área dePantanos (Plancha 129), los trabajos fueronmucho más detallados, escala 1:10.000 o

mayor, y, por lo tanto, puede considerarsepara toda el área un escala de levantamientode 1:50.000, aproximadamente, para unapublicación a escala 1:100.000 sobre las plan-chas matrices a esta misma escala suministra-da por el IGAC y la geología de la zonaoriental tomada del Cuadrángulo I-7 Urrao(Álvarez & González, 1978).

Conjuntamente con la cartografía geológicase efectuó un programa de exploracióngeoquímica regional; se recolectó muestras desedimentos finos seleccionados a lo largo delcurso de los principales ríos y quebradas, yarriba de la desembocadura de los afluentesdonde se evitó la contaminación. Las mues-tras recolectadas fueron analizadas porespectrografía de emisión, mientras que lascorrespondientes al área de Pantanos y delConvenio Colombo – Alemán (Álvarez et al.,1987) fueron analizadas por absorción atómi-ca para los elementos considerados de interésde acuerdo con el ambiente geológico y alobjetivo final del muestreo detallado en el casode Pantanos, donde se evaluaba un prospectode cobre diseminado tipo pórfido cuprífero.

Las correlaciones entre los diferentes tipos deroca y las edades asignadas en la leyenda delmapa geológico se hicieron con base en losestudios regionales de la Cordillera Occiden-tal, con algunos fósiles, especialmentemicrofósiles, encontrados en el trabajo de cam-po y con algunas edades radiométricas dispo-nibles, aunque las muestra analizadas no ne-cesariamente hayan sido tomadas en el áreade estudio. Con esta información y el conoci-miento regional del área por parte de losautores, se preparó la columna estratigráficageneralizada de las planchas.

Para la clasificación de las rocas ígneas se uti-lizaron las normas de Streckeisen (1974, 1976),y dentro de estas rocas, en las variedades

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porfídicas, la utilización del término texturalen el nombre se hizo de acuerdo conStringham (1971). Las rocas sedimentarias seclasificaron de acuerdo con Folk (1974), pero,además, se han tenido en cuenta los siguien-tes factores:

Para arenitas: en su textura, Folk (1954), y encomposición, Pettijohn et al. (1973).

Para lutitas: Lundegard & Samuels (1980) yse reemplazó el término “lutitas laminadas’’por el adjetivo “laminado’’.

Para carbonatos: Dunham (1962) y Folk (1962)

En rocas silíceas se utilizan los términos:

a) Limolitas o lodolitas silíceas para rocasclásticas con cemento silíceo y estratificaciónparalela.

b) Liditas = Porcelanitas: rocas mixtas quími-co clásticas en las que los granos no son evi-dentes, pero cuya partición es prismática y suestratificación es en capas paralelas.

c) Chert: rocas de origen químico o bioquímicocon partición concoidal y estratificación noparalela ondulosa.

Las rocas que han sufrido metamorfismo di-námico se clasificaron de acuerdo con Wise etal. (1984), mientras que en las que presentan

evidencias de metamorfismo de contacto enel área se utiliza tanto al factor textural comola mineralogía caracterizante.

La localización de los lugares geográficos quese citan en el informe se dan con referencia alas planchas topográficas, a escala 1:100.000,del IGAC, dividida en rectángulos de 5 x 5km numerados de occidente a oriente de 1 a12 y nominados de norte a sur A hasta H, así,por ejemplo, Cañasgordas se encuentra en A-12, Plancha 129, y Urrao en C-9, Plancha145(Figura 6).

2.6 AGRADECIMIENTOS

Las labores de cartografía fueron ejecutadaspor geólogos del Centro Operativo RegionalMedellín, y su participación se indica en laFigura 6, su empeño y especial dedicaciónfueron el factor fundamental para lograr elproducto que acá se presenta. La interpreta-ción geológica y los conceptos expresados enel texto son responsabilidad de los autores,pero no hubiesen sido posibles sin el trabajode los geólogos en el campo.

Un especial agradecimiento al personal deapoyo de INGEOMINAS, tanto a nivel de ofi-cina y laboratorios, como en campo; sin sucolaboración, esfuerzo, dedicación y sacrificiono hubiese sido posible alcanzar los objetivosplanteados durante la ejecución del proyecto.

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3. NOMENCLATURAESTRATIGRÁFICA

bro Urrao, y este es el conjunto de sedimentosde origen turbidítico. En cuanto al MiembroNutibara, éste deberá ascender a nivel de for-mación después de un estudio estratigráficodetallado, ya que éste parece contener sedimen-tos de edades diferentes (Bourgois et al., 1983;Duque-Caro, 1990).

En la parte central de la cordillera, entre losdepartamentos de Risaralda, Chocó y Valle deCauca, Parra et al. (1983), en trabajos de carto-grafía geológica regional, se refieren a las ro-cas volcánicas como Basaltos de La Trinidad ya las rocas acumuladas por procesos sedimen-tarios las denominan formaciones Lázaro yConsólida.

Nivia et al. (en preparación, en: Nivia, 1998)hacen un análisis de la nomenclatura utilizadaen la parte sur de la Cordillera Occidental yconsideran que allí las rocas forman cinturo-nes discontinuos constituidos por bloquescorticales romboidales, elongados y limita-dos por fallas que imposibilitan la definiciónapropiada de unidades litoestratigráficas,proponen cartografiar las rocas de origensedimentario, independientemente de su gra-do de deformación, como Complejo Estruc-tural Dagua, dan prelación al nombre utili-zado por primera vez para referirse a estasrocas sedimentarias y dejan abierta la posi-bilidad de separar las litologías constituyen-tes del complejo dentro de unidades litodé-micas de rango menor de acuerdo con la es-cala de los trabajos. Los basaltos siguen agru-pándolos dentro de la denominación de For-mación Volcánica utilizada por Aspden (1984).En la parte norte de la cordillera, las rocas se-

En los trabajos de cartografía geológica de laCordillera Occidental, tanto en su extremo sep-tentrional como en la parte central y meridio-nal, las rocas volcánicas y sedimentarias se hanagrupado según diferentes esquemas de no-menclatura estratigráfica (Tabla 3). En el De-partamento de Antioquia, Álvarez (1971a, b)propuso el término de Grupo Cañasgordaspara el conjunto volcano sedimentario dividi-do por Álvarez & González (1978) en: Forma-ción Barroso, para las rocas volcánicas, y For-mación Penderisco, para las rocas sedimenta-rias, con dos miembros: uno arenoso arcillosodenominado Urrao y otro calcáreo lidítico de-nominado Nutibara.

En esta región, las rocas volcánicas del flancooccidental de la cordillera fueron denominadaspor Álvarez & González (1978) Basaltos Olivi-nícos, mientras que para Calle & Salinas (1986)corresponden a la Formación Santa Cecilia o alas andesitas de la Formación La Equis. ParaGonzález (1997), estas dos últimas unidadesconstituyen el Complejo Santa Cecilia - La Equisy los diferencia del mismo nombre utilizadopor Salazar et al. (1991), quienes incluyen en él,las rocas plutónicas del Batolito de Mandé ysus facies marginales hipoabisales.

Toussaint (1996) sugiere, de una manera infor-mal, conservar el nombre de Grupo Cañasgor-das para el conjunto de unidades volcánicas yvolcano sedimentarias cretácicas, y lo divide endos formaciones: la Formación Barroso con sussecuencias volcánicas básicas asociadas a tobas,piroclastitas, chert y cherts calcáreos que aflo-ran en el flanco oriental de la Cordillera Occi-dental y elevar al rango de formación el Miem-

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34

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berto González, A

na Cristina Londoño

Tabla 3. Nomenclatura estratigráfica para las rocas del Cretácico - Paleógeno de la Cordillera Occidental.

FEB MZO ABR MAY JUN JUL AGT SEP OCT NOV DIC Promedio Años 81 151 164 420 231 123 201 271 231 185 78 182,25 1971-

1995 52 112 114 240 186 179 263 191 209 163 96 153,75 1971-

1995 74 201 153 221 148 245 204 234 266 205 138 180,66 1949-

1959 190 203 365 399 351 304 362 338 386 316 225 303,16 1949-

1967 91 239 361 593 261 161 381 323 330 183 78 250,58 1971-

1995 164 299 259 446 390 249 366 331 296 283 160 281,16 1971-

1995 115,9 150,4 123,4 368 344 282,9 263,7 240,1 217,1 216,2 113,1 204,95 1990-

1998

INGEOMINAS 35


dimentarias están afectadas por metamorfismodinámico que les imprimen una deformaciónpenetrativa de intensidad variable de acuerdocon su competencia: las de menor competenciadesarrollan una foliación milonítica y llegan aformar rocas similares a pizarras, mientras quelas de mayor competencia conservan, en granparte, su estructura sedimentaria donde no seobserva deformación penetrativa. Para las ro-cas volcánicas que aparecen intercaladas con lasrocas sedimentarias del flanco occidental de lacordillera se utilizan nombres locales para di-ferenciarlas de las rocas volcánicas del flancooriental denominadas Formación Barroso, aun-que se consideren de la misma edad.

Las relaciones cronológicas entre las diferen-tes unidades indicadas por Álvarez & Gonzá-lez (1978) y en trabajos de geología regional enel área (Álvarez, 1983; Calle & Salinas, 1986;Caballero et al., 1984; Calle & González, 1980 a,b; Mejía et al., 1983; Toussaint, 1996; González,1997) y algunas determinaciones paleontológi-cas (Etayo et al., 1980; Etayo, 1989), indican quelas rocas volcánicas de la Formación Barrososon más antiguas que las rocas sedimentariasde la Formación Penderisco; sin embargo, exis-ten cuerpos volcánicos asociados a las rocassedimentarias que se interdigitan con éstas y

se deben considerar, por lo tanto, como equi-valentes temporales pertenecientes al mismociclo tectono magmático, aunque a la fecha sóloexistan evidencias cartográficas, ya que es es-casa la información geoquímica o geocronoló-gica que permita considerar todo el conjuntocomo un bloque cortical único de composiciónoceánica.

Bourgois et al. (1983) denominan FormaciónRío Verde al conjunto de sedimentitas que aflo-ra cerca al río de este nombre 5 km al norte dela Plancha 129 Cañasgordas, entre Uramita yDabeiba, para separarlas con base en microfau-na de edad paleocena, del Miembro Nutibaraconsiderado y asignado al Cretácico Superior(Álvarez & González, 1978). Esta diferencia deedades en el Miembro Nutibara de la Forma-ción Penderisco ha llevado a algunos autores aproponer la revisión estratigráfica tanto de launidad Nutibara como de todo el Grupo Ca-ñasgordas. Sin embargo, es de anotar que eltérmino Formación Río Verde fue utilizado porHubach (1930) en la Región de Urabá y, por lotanto, su utilización en estas sedimentitas escuestionable de acuerdo con las recomendacio-nes de la International Subcommission on Stra-tigraphic Classification (1994).

INGEOMINAS 37


4. ROCAS ÍGNEASde los mapas geológicos de las planchas, de lamás antigua a las más recientes según la infor-mación geocronológica disponible o de las co-rrelaciones establecidas en el texto.

4.1 BASALTOS DE LA CLARA - RÍOCALLE (K2bcc)

Unidad de rocas volcánicas localizada en laparte central de la Plancha 129 Cañasgordassobre el flanco occidental de la Cordillera Oc-cidental entre la quebrada El Tambo (B-8,9) alnorte y el río San Pedro (G-8) al sur y cuyasmejores exposiciones se encuentran en la que-brada La Clara (D-8) y nacimiento del río Calle(E-8) de donde se ha tomado su nombre. En laPlancha 145 Urrao se extienden desde la que-brada El Cuarzo (B-7) y el río Ocaidó (E-7) comouna franja delgada limitada al oeste por la Fa-lla Encarnación. En general, está constituida porderrames basálticos, silos y diques diabásicosque litológicamente son similares a los queconstituyen la Formación Barroso en el flancooriental de la Cordillera Occidental, pero se hanseparado de ésta por su localización geográfi-ca y, además, porque marcan regionalmente,en el noroccidente, la separación entre sedimen-titas areno arcillosas de origen turbidítico(Miembro Urrao) y sedimentitas calcáreas ysilíceas de origen químico o bioquímico(Miembro Nutibara) del Grupo Cañasgordas.

Estos cuerpos tienen forma elongada, paralelaa las estructuras regionales; en la Plancha 129Cañasgordas tiene una longitud de 20-25 km yuna amplitud máxima de 7 km en su parte cen-tral, y se adelgazan tanto al norte como al surdonde tiene unos 2-3 km de amplitud, con unaextensión aproximada de 70 km2; sus mejores

Los eventos magmáticos más antiguos repre-sentados en las planchas 129 Cañasgordas y 145Urrao corresponden al vulcanismo básico oceá-nico en el flanco occidental de la Cordillera Oc-cidental que se intercala concordantemente consedimentitas del Grupo Cañasgordas, represen-tado por los Basaltos de La Clara - Río Calleasignados por posición, correlación estratigrá-fica y relaciones, al Cretácico Superior, ya queno existen dataciones radiométricas de esta uni-dad. La actividad volcánica se extiende hastafinales del Cretácico - comienzos del Paleógenocon el Complejo Santa Cecilia - La Equis, cons-tituido por flujos lávicos básicos, brechas, aglo-merados, tobas con niveles locales de lavasalmohadilladas e intercalaciones de limolitas,lodolitas calcáreas, chert y calizas.

La actividad magmática intrusiva comienza, enesta parte de la cordillera, en el Paleógeno me-dio con la intrusión del Batolito de Mandé ysus facies marginales hipoabisales a las cualesse asocian mineralizaciones de cobre disemi-nado, en el complejo volcano sedimentario deSanta Cecilia - La Equis (Complejo Santa Ceci-lia – La Equis). Esta actividad magmática seprolonga hasta el Plioceno con la intrusión delstock del Páramo de Frontino y stocksmonzodioríticos correlacionados en el área deUrrao – Frontino - Abriaquí.

La actividad ígnea termina con el vulcanismoefusivo y explosivo que recubre las rocas delstock del Páramo de Frontino en el extremo su-reste de la Plancha 129 Cañasgordas. Rocashipoabisales andesíticas están relacionadas aeste último ciclo de actividad magmática.

La descripción de las diferentes unidades deorigen ígneo se hace de acuerdo con la leyenda

INGEOMINAS38


afloramientos se encuentran en las quebradasLas Ánimas (B 8-9), La Clara (B-8) y río Calle (E-8). En la Plancha 145 Urrao, tiene una longitudaproximada de 14 km y una amplitud menor deun kilómetro y aflora, principalmente, en las que-bradas Narciso y El Cuarzo (A-7, B-7).

Esta unidad es intruida en la Plancha 129 porstocks monzodioríticos con formación de unade aureola de contacto definida por la presen-cia de cornubianitas básicas en facies albita -epidota hasta hornblenda cornubianita. Aloriente aparece en contacto normal con sedimen-titas del Miembro Urrao y al occidente, en parte,su contacto es normal con el Miembro Nutibaradel Grupo Cañasgordas y, en parte, está marca-do por las fallas de Portachuelo al norte (Plan-cha 129) y Encarnación (Plancha145); en la par-te norte, donde se interdigitan con sedimenti-tas del Miembro Urrao, el contacto es normal.

Los afloramientos consisten de lavas basálticasafaníticas a microporfídicas, y silos y diquesdiabásicos; localmente se presentan tobas bá-sicas estratificadas y, asociados en cantidadesmenores, aglomerados, brechas y lentes delga-dos de sedimentitas.

Las rocas predominantes son diabasas en flu-jos masivos que presentan, algunas veces, de-sarrollo de diaclasamiento columnar y, ocasio-nalmente, estructuras almohadilladas, son decoloración variable entre gris claro y verde os-curo debido a cambios composicionales y a laintensidad de la alteración. Son rocas afaníti-cas a microporfídicas, macizas, localmente conestructuras de flujo cuando están asociadas aniveles tobáceos. La textura predominante esofítica a subofítica e intersertal con vidrio enproceso de palagonitización y vesículas relle-nas con ceolitas o sílice amorfa.

Los basaltos y diabasas son holocristalinos ahialinos, de grano medio a fino, donde a veces

se observan abundantes amígdulas. Las varie-dades microporfídicas se caracterizan, local-mente, por la presencia de microfenocristalesde clinopiroxeno en una matriz intersertal cons-tituida por clinopiroxeno y plagioclasa.

Tanto los basaltos como las diabasas están cons-tituidos por plagioclasa (40-60%), clinopiroxe-no (60-40%) y opacos que pueden alcanzar has-ta un 5% (Tabla 4); por lo general, el clinopiroxe-no se encuentra fresco con desarrollo de cloritay uralitización a lo largo de los bordes del cris-tal, a veces son cristales zonados con bordesmás oscuros; en los basaltos corresponde a au-gita – pigeonita, mientras que en las diabasaspredomina augita. Algunos silos diabásicoscontienen olivino como mineral caracterizante.

La plagioclasa se presenta en cristales euhedra-les a subhedrales de hábito tabular, de aspectosucio con diferentes estados de alteración a saus-surita y sericita, y toma un color pardusco; aun-que, por lo general, presentan un proceso dealbitización pronunciado, en las rocas más fres-cas su composición varía entre An50 y An62 enlos basaltos y entre An50 y An70 en las diabasas;sin importar el grado de alteración, siempre seconserva la forma tabular de los cristales y, enalgunos casos, se observa zonamiento normal.

4.1.1 Metamorfismo

Estas rocas contienen minerales metamórficosque indican facies ceolita y prehnita –pumpellyita; sin embargo, las rocas carecen dedeformación penetrativa y se conservan los ras-gos texturales, aun en plagioclasas que han su-frido un proceso de albitización intensa, lo cualindicaría un metamorfismo incipiente de fondooceánico asociado con la circulación de agua demar, debido a la alta temperatura en los centrosvolcánicos a partir de los cuales se formaronestas rocas (Yardley, 1989; Miyashiro, 1994).

INGEOMINAS 39


MINERALES MUESTRAS PLAGIOCLASA *

43,5

41,9

47,4

58,6

53,1

54,4

57,6

58,4

59,1

CLINOPIROXENO **

51,5

51,0

46,9

37,7

40,5

37,8

33,8

30,4

33,4

OLIVINO

-

-

-

-

-

Tr

0,9

1,3

0,6

CEOLITAS

0,8

0,3

0,1

0,4

-

1,2

0,2

1,1

0,4

CLORITA

1,1

1,4

0,3

-

0,9

3,5

1,4

1,5

0,8

OPACOS

2,3

2,6

3,9

1,8

2,7

2,1

2,8

2,6

2,0

ESFENA

0,4

1,1

0,7

0,9

2,4

-

2,1

2,3

1,4

EPIDOTA

-

0,6

0,1

0,3

-

-

0,6

1,5

3,0

PREHNITA

0,4

1,1

0,6

0,2

0,4

-

0,4

0,9

0,3

PUMPELLYITA

Tr

-

Tr

0,1

-

-

0,2

Tr

-

An PLAGIOCLASA

54

50

58

62

56

60

66

60

64

Tabla 4. Análisis modales de Basaltos de La Clara – Río Calle.

4.1.2 Correlaciones

Las rocas volcánicas de la quebrada La Clara -río Calle hacen parte de una serie discontinuade secuencias oceánicas que ocurren en el flan-co occidental de la Cordillera Occidental, enasociación íntima con las sedimentitas del Gru-po Cañasgordas y, especialmente, entre los se-dimentos areno arcillosos o los calcáreo lidíti-cos, que presentan, en muchos casos, interdi-gitaciones entre ambas unidades, lo cual indi-caría un solo ciclo tectono magmático. Al nor-te, estas rocas se han denominado Basaltos deUramita (Mejía, 1989; González, 1997), mientrasque al sur no tienen una denominación especí-fica y se han cartografiado como parte de laFormación Barroso (Álvarez & González, 1978;Calle et al., 1991; Salazar, 2002; Zapata, 2002).

4.1.3 Origen y edad

No se tiene información geoquímica sobre es-tas rocas volcánicas que permita definir suambiente de generación. En conjunto hacenparte de las rocas volcánicas oceánicas de laCordillera Occidental para las cuales Grösser(1989) propone un origen de arco de islas; sinembargo, las lavas y tobas muestran una seriepoco diferenciada y muy primitiva donde laslavas indican un ambiente de MORB sin quehaya indicaciones de toleítas de arco. Los ele-mentos traza apoyan, según Desmet (1994), lahipótesis de una dorsal contaminada por lapresencia de un punto caliente. Para Nivia(1987), en la parte sur de la cordillera, la For-mación Volcánica, por sus característicasgeoquímicas, constituye una asociación de tipo

INGEOMINAS40


toleítico que pertenece a un solo fenómenovolcánico cuyo marco geodinámico no es el deuna dorsal típica ni de un arco de islas, sinoque se trata más bien de un fragmento de pla-teau oceánico o de un rift perturbado por unpunto caliente.

No se tienen dataciones geocronológicas o evi-dencias directas que permitan asignar con pre-cisión una edad a esta unidad. Sin embargo,las dataciones radiométricas en rocas básicasde la Cordillera Occidental, aunque muestranuna amplia dispersión de valores (Maya, 1992)debido al bajo contenido de isótopos radioac-tivos y a la probable pérdida de Ar pormetamorfismo de piso oceánico, parecen indi-car un vulcanismo del Cretácico tardío que es-taría de acuerdo con las edades paleontológicasreportadas por Etayo (1989) en sedimentitasintercaladas en rocas volcánicas al oriente dePeque, Departamento de Antioquia. Esta edad,además, es la aceptada para los sedimentos are-nosos del Miembro Urrao, unidad con la cualse interdigita lo que indica un solo eventotectono magmático posterior al evento que ge-nera el vulcanismo de la Formación Barroso du-rante el Cretácico temprano (Álvarez &González, 1978; Etayo et al., 1982).

4.2 COMPLEJO SANTA CECILIA - LAEQUIS (KEscx)

Las rocas volcánicas efusivas y piroclásticaslocalizadas en el flanco occidental de la Cordi-llera Occidental y al oeste de las sedimentitascretácicas del Grupo Cañasgordas, se han agru-pado en este trabajo como Complejo Santa Ce-cilia - La Equis en el sentido empleado porGonzález (1997), diferente de la nomenclaturaempleada por Salazar et al. (1991), quienes in-cluyen en este complejo, las rocas plutónicasdel Batolito de Mandé y sus facies marginaleshipoabisales.

La unidad conocida como Formación SantaCecilia (Calle & Salinas, 1986) aflora al este delBatolito de Mandé, mientras que Formación LaEquis (Calle & Salinas, 1986) estaría localizadaal occidente del batolito. En estas planchas, elcomplejo aflora en la parte occidental como unafaja continua de orientación norte sur a nortenoroeste intruida por el Batolito de Mandé.

En la Plancha 129 Cañasgordas, tiene una lon-gitud de 40 km y una amplitud variable entre 2y 7 km localizada entre el río Penderisco al sur(H-4,5), y el río Jenaturadó (A-2) y el caseríoLa Blanquita (A-4) en el extremo norte, dondepresenta su mayor amplitud. Las mejores ex-posiciones se encuentran en los ríos Jengame-codá (E-4,5), Venados (F-5), Carauta (C-6), Chi-murro (A, B-3) y en la quebrada Ñame (C-4).En el extremo suroccidental de la plancha aflo-ra al occidente del Batolito de Mandé entre E-1y H-1,2 como una faja de dirección noroeste yuna amplitud entre 1 y 2 km.

Al oriente, en la Plancha 129, está en contactofallado con los sedimentos areno arcillosos deEl Sireno correlacionables por litología con elMiembro Urrao, del Grupo Cañasgordas y aloccidente es intruido por el Batolito de Mandéque forma, localmente, una aureola de contac-to de amplitud variable caracterizada por lapresencia de cornubianitas en facies albita -epidota a hornblenda - cornubianita.

En el río Carauta (A, B-5) es intruido por unapófisis del Batolito de Mandé con efectos demetamorfismo térmico y en el extremo suroc-cidental, la Falla Murindó marca localmente elcontacto con el Batolito de Mandé.

En la Plancha 145 Urrao, constituye una franjade 40 km de longitud que se extiende desde elnacimiento del río Jambaradó (A-1) hasta elextremo sur en el río Bebará (H-2) con unaamplitud variable de 3,4 a 7 km y dirección

INGEOMINAS 41


noroeste, al occidente del Batolito de Mandé.Al oriente de este batolito, forma una franja dis-continua desde el río Mandé (A-5) al norte,hasta los ríos Curazamba y Las Marías (H-5)al sur. Además, aparece como techos pen-dientes, algunos de tamaño cartografiable,sobre el Batolito de Mandé. Litológicamentees una unidad heterogénea cuyos afloramien-tos están constituidos por flujos lávicos bá-sicos ocasionalmente con diaclasamiento co-lumnar y niveles de lavas almohadilladas,brechas, aglomerados, tobas estratificadas eintercalaciones pequeñas, generalmente lenti-culares, de limolitas silíceas, lodolitas calcáreas,chert y calizas.

Los flujos son de composición basáltica, maci-zos, vesiculares o porfídicos con una pasta den-sa, hialina, de color negro verdoso cuando seencuentra en proceso de devitrificación por laformación de palagonita y abundante clorita.Con base en su textura y composición minera-lógica es posible determinar las siguientes va-riedades, aunque es de notar que, por escala,en el mapa geológico aparece indicada comouna unidad homogénea:

� Basaltos olivínicos: presentan textura mi-croporfídica a porfídica con fenocristales deplagioclasa, augita, olivino y, ocasionalmente,hipersteno, en una matriz hipocristalina a hia-lina con vidrio en proceso de palagonitización.

� Basaltos augíticos: textura porfídica con fe-nocristales prismáticos de augita - pigeonita,con plagioclasa anhedral restringida a una ma-triz hipocristalina con vidrio palagonitizado.

� Basaltos feldespáticos – augíticos: son ro-cas de textura microporfídica con fenocristaleseuhedrales, tabulares de plagioclasa cálcica(An52-62) en una matriz hipocristalina constitui-da por plagioclasa (An50-55), augita, abundantemagnetita y vidrio palagonitizado.

� Basaltos feldespáticos: rocas de textura por-fídica a microporfídica caracterizadas por pre-sentar sólo fenocristales de plagioclasa cálcica(An54-66) en una matriz hipocristalina pilotaxíti-ca con microlitos de plagioclasa cálcica y augita.

En la Tabla 5 se pueden observar análisis mo-dales representativos de los diferentes tipos debasaltos que se encuentran en el complejo,mientras que en la Figura 7, se ilustran las va-riedades texturales de estas rocas. Los aglome-rados y brechas volcánicas son macizos y estánconstituidos por fragmentos de diferentes ti-pos de basaltos, tobas y escasos de líticos sedi-mentarios, en una pasta holohialina, rara vezvítrea, en proceso de palagonitización conabundantes cavidades rellenas con clorita, síli-ce amorfa y, ocasionalmente, ceolitas. El sol-damiento de las bombas o bloques dificulta suseparación de los flujos basálticos, pues enmuchos casos, a nivel de afloramiento, no esclara la naturaleza piroclástica de estas rocas.La composición global predominante, tanto porla naturaleza de los fragmentos como por elvidrio presente, es basáltica.

Asociados a los afloramientos de basaltos seencuentran tobas acuógenas básicas en estra-tos de espesor variable que internamente pue-den mostrar una estructura fluidal y unbandeamiento marcado por capas delgadas eirregulares de color negro, gris verdoso y ver-de; ocasionalmente se encuentran bancos del-gados con estratificación plana paralela ycontinua de tobas finas de color verde a ne-gro. Tanto en las tobas, como en los flujosbasálticos, en los cuales se encuentran inter-caladas, existen vesículas de tamaño variablehasta un máximo de 0,3 cm, rellenas conceolitas, clorita y calcita, pumpellyita y clorita,prehnita y epidota. En conjunto predominantobas cristalolíticas con cantidades menoresde tobas de cristales y vítreocristalinas (Ta-bla 6, Figura 8).

INGEOMINAS42


Tabla 5. Análisis modales de basaltos del Complejo Santa Cecilia - La Equis.

Tr: TrazasRango de composición modal para 6 muestras.Rango de composición modal para 9 muestras.Rango de composición modal para 4 muestras.Rango de composición modal para 12 muestras.

En la secuencia piroclástica se encuentran in-tercalaciones sedimentarias en láminas delga-das, con estratificación plana paralela y conti-nua o en lentes elongados con la dimensiónmayor norte sur paralela a las estructuras re-gionales. Estas sedimentitas corresponden achert, limolitas, arenitas líticas y epiclastitas, lo-calmente se encuentran estratos calcáreos debioesparitas con aporte terrígeno representadopor fragmentos de cuarzo, feldespato y líticosde composición basáltica. Las rocas localizadas

al occidente del Batolito de Mandé correspon-den a la unidad denominada La Equis dentrode este complejo. La composición y caracterís-ticas litológicas, en términos generales, son si-milares con predominio de flujos basálticos,aglomerados, brechas y tobas que indican unvulcanismo complejo y de intensidad variablea través del tiempo.

Los aglomerados y brechas aparecen interca-lados con los flujos basálticos y tobas en con-

MUESTRAS

MINERALES BASALTOS OLIVÍNICOS1

BASALTOS AUGÍTICOS2

BASALTOS FELDESPÁTICOS– AUGÍTICOS3

BASALTOS FELDESPÁTICOS4

FENOCRISTALES

45,5 – 64,9

41,7 – 59,6

55,5 – 71,4

35,9 – 66,4

PLAGIOCLASA

18,6 – 24,4

15,9 – 17,4

30,2 – 35,4

28,6 – 42,5

CLINOPIROXENO

24,1 – 30,6

23,2 – 41,4

23,6 – 33,9

6,5 – 18,3

OLIVINO

1,3 – 6,4

0 – Tr

0 – Tr

0 – Tr

HIPERSTENO

0 – 2,1

0 – 0,8

-

-

MATRIZ 35,1 – 54,5

40,4 – 58,3

28,6 – 54,5

33,6 – 64,1

OPACOS

0,4 - 1,1

0,8 – 2,1

0,5 – 1,5

0,6 – 2,1

CLORITA

-

0,5 – 1,5

0,3 – 1,1

0,1 – 0,8

EPIDOTA

-

- 0,6

0,5 – 1,5

0,2 – 0,6

ESFENA

Tr-0,1

Tr – 0,3

0,1 – 0,5

0,1 – 0,6

An PLAGIOCLASA

54-60

50 – 60

52 – 62

54 – 66

INGEOMINAS 43


b) Nicoles X

Figura 7a, b, c, d, e y f. Variedades texturales en rocas basálticas del Complejo Santa Cecilia - LaEquis.

a) Nicoles

Textura ofítica - intergranular en diabasas. Cristales de plagioclasa ocupan los espacios entrecristales subhedrales de clinopiroxeno.

tacto neto y están constituidos por una mez-cla caótica de fragmentos de líticos de com-posición basáltica. Las tobas son de lapilli oceniza gruesa y se encuentran interestratifi-cadas con contactos planos a ondulados, de-finidos por la acumulación de material arci-lloso de color pardo; su composición litoló-gica es basáltica y corresponde a tobas líticasy líticocristalinas con matriz vítrea.

Los flujos lávicos son de composición basálti-ca, macizos, de color gris oscuro a negro hasta

tono verdoso, localmente con diaclasamientocolumnar y textura microporfídica, con feno-cristales de plagioclasa euhedral, de hábito ta-bular, por lo general, no zonada, de clinopi-roxeno y, ocasionalmente, de hornblenda ba-sáltica rodeada por una corona de opaco fino-granular; la matriz es hipocristalina constitui-da por vidrio pardo en proceso de devitrifica-ción, por microlitos de plagioclasa, clinopiroxe-no y opacos. Localmente, los flujos presentanvesículas rellenas con calcedonia, clorita y cal-cita.

INGEOMINAS44


c) Nicoles

Textura intergranular en diabasas. Cristales anhedrales de augita - pigeonita entre cristalestabulares de plagioclasa.

4.2.1 Metamorfismo.

Algunas muestras de rocas basálticas contienenprehnita y pumpellyita, por lo general, relacio-nadas a plagioclasa cálcica y localmente ceolitasde tipo laumontita (?), asociadas tanto a crista-les de plagioclasa como de relleno en vesícu-las; sin embargo, en todas las muestras se con-servan las características texturales primariasy, en especial, la forma tabular de los cristalesde plagioclasa a los cuales se asocian los mine-rales de origen metamórfico, lo cual indicaríaun metamorfismo de piso oceánico, en facies

ceolita y prehnita – pumpellyita, relacionadoposiblemente al alto flujo de calor durante laactividad volcánica que generó estas rocas.

4.2.2 Origen y edad

Los análisis químicos disponibles de rocas deeste complejo (Calle & Salinas, 1986; Salazar etal., 1991; González, 1997) indican para las vul-canitas una tendencia toleítica hasta calcoalca-lina. La abundancia de aglomerados y tobas, ysu asociación con plutones tonalíticos como el

d) Nicoles X

INGEOMINAS 45


de Mandé, parece indicar un ambiente de arcode islas para su generación que se habría desa-rrollado sobre una corteza oceánica. El con-junto de las rocas basálticas puede haber evo-lucionado hacia material bien diferenciadorico en sílice y correspondería, probablemen-te, a toleítas de arco de islas, donde el pluto-nismo calcoalcalino (Batolito de Mandé) seríacompatible con la hipótesis de arco insular.

No existen edades radiométricas de las rocasvolcánicas y la edad asignada está definida por

los fósiles hallados en las sedimentitas interca-ladas que indican edades más jóvenes que elConiaciano, posiblemente Campaniano (Ca-lle & Salinas, 1986). Al occidente, en la Cuen-ca del Atrato, las rocas del complejo están su-prayacidas por calizas de la Formación Uvadel Oligoceno (Haffer, 1967) y es intruido porel Batolito de Mandé del Eoceno, relacionesque permiten fijar una edad probable en el in-tervalo fines del Cretácico tardío - Paleógenotemprano.

f) Nicoles x Textura ofítica. Cristales declinopiroxeno entre cristales tabulares más

finos de plagioclasa.

e) Nicoles Textura intrafasciculada endiabasa. Espacioscristales columnares deplagioclasa ocupadas por clinopiroxeno.

INGEOMINAS46


CONSTITUYENTES PORCENTAJE %

FRAGMENTOS

34,2

36,8

44,4

57,5

59,1

49,2

60,5

59,1

59,4

67,1

CUARZO

-

-

-

0,5

1

-

-

1,1

0,3

-

PLAGIOCLASA

21,9

11,9

20,4

19,3

26,1

20,1

241,

19,3

21,2

26,2

PIROXENOS

9,6

11,4

18,6

9,1

3,5

18,2

13,6

14,5

9,7

6,9

HORNBLENDA

-

-

0,9

1,1

0,8

0,1

-

2,6

2,1

1,0

OLIVINO

-

1,5

-

-

0,4

-

-

-

-

2,1

OPACOS

1,1

0,7

0,9

1,2

0,8

1,7

1,6

0,9

2,1

1,7

LÍTICOS

1,6

12,3

4,6

26,3

18,4

9,1

19,9

20,6

21,4

28,3

VIDRIO

-

-

-

-

9,1

-

1,3

1,2

2,6

0,9

MATRIZ

65,8 1 63,2 1

55,6 1

42,5

40,9

50,8

39,5

40,9

40,6

32,9

Tabla 6. Análisis modales de tobas del Complejo Santa Cecilia - La Equis.

4.3 BATOLITO DE MANDÉ (PEgm)

El nombre de Batolito de Mandé fue utiliza-do por Álvarez (1971 a,b) para referirse alcuerpo granítico que aflora en el sector sep-tentrional de la Cordillera Occidental y quebordea el valle del río Atrato por unos 200km con un ancho máximo menor de 20 km.Es el cuerpo batolítico de mayor extensiónen esta cordillera; en general, presenta for-ma alargada con contactos irregulares y dis-cordantes con respecto a las estructuras re-gionales. Recibe su nombre del Corregimien-to de Mandé (H-2) localizado en el extremosuroccidental de la Plancha 129 Cañasgordas.

El Batolito de Mandé en el área de las Plan-chas 129 y 145 se extiende como una faja alar-

gada de dirección N-S a N-W entre el río Be-bará (H-3) en el extremo sur de la Plancha145 Urrao y la Vereda de Chontaduro (A-1)en el extremo norte de la Plancha 129, conuna longitud de 80 km, un ancho máximo de16 km en su parte media para una extensióntotal de 960 km2. Las mejores exposicionesse encuentran a lo largo de los ríos y que-bradas que drenan la región occidental de lasplanchas, especialmente a lo largo de los ríosMurrí (E-3, F-2, E-1, F-1), Mandé (H-2, 3),Pantanos (B-1) y en las quebradas alrededorde la Vereda Pantanos (B-1) en la Plancha 129y en los ríos Bebará (H-3), Ocaidó (D-2, 3),Ocaidocito (D-4), Pavarandó (A, B-4) y Man-dé (B-4), en la Plancha 145.

(1). En gran parte vidrio de color pardo en proceso de devitrificación.

INGEOMINAS 47


I N G E O M I N A S Clasificación y nomenclatura de tobas del Complejo Sta Cecilia - La Equis, basada en la naturaleza de los fragmentosPor: Digitalizó: Margarita Rodríguez

Fecha: XI / 99 Figura 8

Humberto González

V

C L

90

60

20

5

MONZODIORITA DIORITA

90 65 35 104

CUARZO

DIORITA

++ +

+

+

+

MUESTRAS EN EL AREA Pl.129-145

MUESTRAS AL SUR DE LA Pl.145 +

+ +

+

+

+

Tobas úctreas

Tobas líticas

Tobas de cristales

Tobas de cristales Tobas cristalino-lítico

Tobas líticocristalinas

INGEOMINAS48


Las rocas del Batolito de Mandé son intrusivasen las rocas volcánicas del Complejo Santa Ce-cilia - La Equis, con efectos térmicos que semanifiestan por la presencia de cornubianitasde grano fino en facies albita - epidota a horn-blenda cornubianita; localmente, al occidente,el contacto está marcado por la Falla de Murin-dó con efectos dinámicos claros que modificanla textura de la roca granítica. En la zona dePantanos (A-1, B-1,2) el batolito está intruidopor pórfidos andesíticos y dacíticos.

El batolito ha sido estudiado localmente concierto detalle, especialmente donde sirve deroca encajante a pórfidos cupríferos como enPantanos (Álvarez et al., 1984), Murindó (Gua-rín & Álvarez, 1977) y Acandí (Álvarez & Pa-rra, 1979). En estas zonas predominan tonalitasy granodioritas con variaciones texturales a to-nalitas y cuarzodioritas porfídicas y a pórfidoscuarzodioríticos; aunque en el mapa geológi-co se presenta como una unidad homogéneapor la escala de representación, el batolito pre-senta facies más básicas hacia los bordes y va-riedades texturales debidas, probablemente, adiferentes niveles de emplazamiento y a efec-tos dinámicos.

La roca predominante es fanerítica equigranu-lar de grano medio, color gris medio moteadode negro por la presencia de ferromagnesianos;hacia los bordes predominan estructuras in-equigranulares, porfídicas y localmente folia-das por efectos tanto protoclásticos como di-námicos. Los minerales esenciales son cuarzo,feldespato potásico y plagioclasa en proporcio-nes variables con hornblenda y biotita comominerales caracterizantes; la composición co-rresponde a tonalita - cuarzodiorita (Figura 9).Estas rocas constituyen la facies normal y pre-dominante del batolito.

Aunque en el mapa no aparecen separadas lasdiferentes facies litológicas presentes en el cuer-

po, la variación en el contenido de los minera-les esenciales y en la textura permiten recono-cer, además de la facies tonalítica, una más ricaen feldespato alcalino y pobre en cuarzo, de-nominada facies monzonita - monzodiorita,otra más básica con plagioclasa cálcica y piroxe-no, y una facies porfídica.

La facies básica presenta una amplia variaciónmineralógica y litológica, y se encuentran tran-siciones desde piroxenita hipersténica hastagabro y gabro hornbléndico (Figura 9).

La facies porfídica tiene una distribución irre-gular, y es más abundante hacia el borde orien-tal en el área de Pantanos (Plancha129, A-1,2);su composición es cuarzodiorítica a tonalíticay a ella están relacionadas mineralizaciones decobre porfídico (Ramírez et al., 1979; Álvarezet al., 1984)

Esta facies está constituida principalmente portonalita - cuarzodiorita (Tabla 7, Figura 9) degrano medio equigranular de color gris cla-ro moteado de negro que toma un color ver-de pálido moteado cuando presenta altera-ción hidrotermal, debido a la presencia declorita y epidota. Es común la presencia decristales de hornblenda orientados N-NE queimprimen a la roca una lineación primaria no-table acentuada por la presencia de autolitosalargados que se disponen paralelamente a ésta.

La textura es hipidiomórfica granular afecta-da, localmente, por efectos cataclásticos y lasrocas están constituidas por plagioclasa,cuarzo, ortoclasa, hornblenda, biotita y comoaccesorios esfena, magnetita, apatito y circón.La plagioclasa es euhedral a subhedral dehábito tabular, maclada según albita y albita- Carlsbad y composición An40-50 en cristalesno zonados, mientras que en los zonados varíaentre An45 y An20; se altera a sericita, caolinita ycalcita.

INGEOMINAS 49


I N G E O M I N A S Diagrama Q.A.P para facies Tonatita-Cuarzodiorita del Batolito de Mandé (Campos de Streckeisen, 1976)

Por: Digitalizó: Margarita Rodríguez


Humberto González

Q

A P

90

60

20

5

MONZOGRANITO

CUARZOMONZODIORITA CU ARZOMONZONITA

MONZODIORITA

TON

ALITA CUARZO

DIORI TA

90 65 35 10

PROMEDIO DE 7 MUESTRAS (Alvarez y González, 1978)

BOTERO, 1975

PROMEDIO DE 6 MUESTRAS (Ramirez et al, 1979)

PROMEDIO DE 5 MUESTRAS (Guarín y Alvarez, 1977)

PROMEDIO DE 5 MUESTRAS (Análisis no publicados, Ingeominas)

INGEOMINAS50


El cuarzo forma agregados policristalinos degranos anhedrales, intersticiales entre plagio-clasa y, por lo general, con extinción ondulato-ria. El feldespato potásico corresponde a orto-clasa y es, por lo general, un mineral accesorioque puede faltar en muchas muestras y sóloocasionalmente es un mineral esencial.

4.3.1 Facies tonalítica

En la facies tonalítica la hornblenda es el ferro-magnesiano predominante, en cristales euhe-drales a subhedrales con pleocroísmo deX=amarillo verdoso, Y= verde pálido y Z= ver-de oliva, con alteración variable a epidota, cal-cita y clorita. La biotita está subordinada a la

hornblenda y se presenta en láminas subhedra-les a anhedrales pleocroicas de X=amarillo páli-do a Y=Z= pardo, por lo general, en proceso decloritización con esfena residual acumulada a lolargo de los planos de clivaje.

4.3.2 Facies monzonita - monzodiorita

La facies Monzonita – monzodiorita se caracte-riza y diferencia de las facies tonalítica por elaumento en el contenido de feldespato potási-co y disminución en el de cuarzo que puedellegar a faltar (Tabla 7, Figura 9). Las rocas seclasifican entre monzonitas, cuarzomonzonitas,monzodioritas y, ocasionalmente, monzoga-bros.

MINERALES MUESTRAS % 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

CUARZO

16,3

19,6

16,1

23,1

22,6

18,4

20,2

15,4

16,9

21,6

FELDESPATO K

11,6

-

1,9

0,9

0,6

9,6

12,9

3,5

10,3

6,4

PLAGIOCLASA

52,0

49,8

59,6

58,2

59,5

50,9

41,0

63,7

56,4

58,0

HORNBLENDA

3,9

21,3

13,6

12,4

13,6

17,9

12,7

16,4

13,6

17,9

BIOTITA

-

-

3,3

2,4

3,1

-

9,2

-

-

1,1

CLINOPIROXENO

14,6

-

-

1,1

0,6

-

1,4

-

0,8

3,1

ESFENA

0,1

0,1

0,1

0,1

Tr

0.2

Tr

Tr

Tr

0.1

APATITO

0,1

Tr

Tr

0,1

0,2

0,1

Tr

0,1

Tr

Tr

OPACOS

1,3

1,6

0,9

0,9

1,1

0,8

0,7

0,9

1,3

1,2

CLORITA

-

7,6

3,7

0,8

0,7

2,1

1,9

-

0,7

0,6

AnPLAGIOCLASA

46

47

41

36

40

42

38

40

42

38

1-3 Álvarez & González, (1978)4-10 Este trabajo

Tabla 7. Análisis modales Batolito de Mandé, facies granodiorita - tonalita.

INGEOMINAS 51


Son rocas faneríticas equigranulares de granomedio a fino, de color gris medio a gris verdo-so moteado por ferromagnesianos, con un ín-dice de color entre 15 y 40, constituidas por pla-gioclasa, feldespato potásico y clinopiroxenoen proporciones variables y con hornblenda ybiotita como caracterizantes.

La textura es holocristalina, hipidiomórficagranular, modificada localmente por efectosdinámicos o protoclásticos que producen es-tructuras néisicas. La plagioclasa (40-50%) eseuhedral a subhedral en cristales ligeramenteempolvados, bien maclados y zonados, sucomposición varía entre An28 y An40.; el fel-despato potásico corresponde a ortoclasa encristales anhedrales a subhedrales pertíticos yen proceso de transformación a microclina conargilización intensa. El ferromagnesiano carac-terizante es un clinopiroxeno (aegirina-augita)anhedral a subhedral, incoloro a verde pálido,algunas veces poiquilítico con inclusiones defeldespatos y, por lo general, con formaciónde anfíbol fibroso por uralitización. Biotita yhornblenda son caracterizantes ocasionales,pero pueden llegar a faltar; parte al menos dela biotita parece haberse formado a partir delpiroxeno. Como accesorios se encuentran opa-cos, circón, apatito y cuarzo.

4.3.3 Facies gabro - diorita

La facies básica es más abundante hacia el bor-de oriental del cuerpo, pero como en el caso delas otras facies de batolito, no presenta una dis-tribución uniforme que permita su separacióna escala regional. Está constituida por gabros,gabronoritas, gabros hornbléndicos y dioritashornbléndicas (Figura 10) y las rocas dioríticasson relativamente más abundantes.

Son rocas macizas faneríticas, de grano finohasta grueso o pegmatíticas, de color gris me-

dio a oscuro ligeramente verdosas cuando hansufrido alteración; presentan una amplia varia-ción mineralógica (Tabla 8) y localmente seobserva transición desde norita hasta gabroshornbléndicos pegmatíticos.

Los gabros presentan texturas idiomórficas ahipidiomórficas granulares y pegmatíticas, conplagioclasa cálcica (An56-68) euhedral de hábitotabular, bien maclada, rara vez zonada, acom-pañada de augita. Los gabros noríticos y nori-tas contienen hipersteno en cristales euhedra-les fracturados, con pleocroísmo bien definidoy ocasionalmente olivino en cristales fractura-dos anhedrales, con inclusiones de espinela yopaco fino a lo largo de los planos de fractura-miento. En los gabros pegmatíticos, el ferro-magnesiano es hornblenda en cristales euhe-drales a veces poiquilíticos.

4.3.4 Facies porfídica

El Batolito de Mandé, en el área de Pantanos(Plancha 129, A, B-1), como al norte en Murin-dó (Guarín & Álvarez, 1977) y Acandí (Álva-rez & Parra, 1979), y al sur en el río Comitá (Ál-varez et al., 1987), presenta variaciones textu-rales en la facies tonalítica normal a cuarzodio-ritas porfídicas y pórfidos cuarzodioríticos queencajan mineralizaciones de Cu-Mo o Cu-Audiseminados. A su vez, en las mismas áreas, elbatolito está intruido por pórfidos andesíticosy dacíticos pobres en sulfuros (Ramírez et al.,1979; Álvarez, 1983; Álvarez et al., 1984).

Aunque la ocurrencia local de pórfidos asocia-dos al batolito es común, su extensión es redu-cida y no es posible, en muchos casos, su re-presentación gráfica a la escala regional en quese presenta el mapa, con excepción del área dePantanos donde se han cartografiado indepen-dientemente los pórfidos dacíticos. Las varia-ciones porfídicas de la tonalita y de la cuarzo-

INGEOMINAS52


diorita no modifican la mineralogía esencial deestas rocas, a no ser por la mayor intensidadde la alteración hidrotermal que presentan y lapresencia de sulfuros diseminados que alcan-zan hasta un 3% en volumen de la roca. En laTabla 9 se pueden observar algunos análisismodales de rocas de esta facies.

Los fenocristales de cuarzo, plagioclasa argili-zada o sericitizada y máficos (hornblenda y bio-tita) cloritizados y epidotizados se encuentranen una matriz holocristalina equigranular fina,constituida por cuarzo, plagioclasa caoliniza-da pobremente maclada y abundante opaco finodiseminado; la argilización de la plagioclasa leda un aspecto turbio a la matriz.

MUESTRAS % MINERALES

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

CUARZO

-

6,1

-

-

-

-

-

-

-

-

PLAGIOCLASA

55,1

47,5

75,8

70,5

64,6

66,8

54,4

49,2

59,6

63,1

HORNBLENDA

40,1

36,0

-

-

1,4

-

42,4

39,2

11,8

12,6

CLINOPIROXENO

-

-

16,3

17,9

18,6

23,9

1,2

9,3

23,4

21,2

ORTOPIROXENO

-

-

6,3

9,1

4,9

-

-

-

1,9

0,2

ESFENA

0,1

Tr

0,2

0,1

0,3

0,4

0,3

0,2

Tr

0,1

APATITO

0,1

Tr

-

Tr

-

Tr

-

-

Tr

Tr

OPACOS

4,6

0,7

1,4

1,8

1,1

1,3

1,2

0,9

1,9

0,9

BIOTITA

-

9,3

-

Tr

-

-

0,5

-

Tr

Tr

OLIVINO

-

-

-

-

9,1

6,2

-

-

0,6

1,1

MIN-ALTERACIÓN

-

0,4

-

0,6

3,2

1,4

-

1,2

0,8

0,8

An PLAGIOCLASA

61

50

58

56

68

62

56

56

58

54

Tabla 8. Análisis modales de la facies básica del Batolito de Mandé.

1-2 Álvarez & González, 1978.

ING

EOM

INAS

53

Geología de las planchas 129 C

añasgordas y 145 Urrao

I N G E O M I N A S Diagrama P-Cpx-Opx, P-Px-Ol y P-Px-Hb de la facies gabroide del Batolito de Mandé (Campos de Streckeisen, 1976)


Fecha: X/ 98 Figura 10

Humberto González

Plag

Opx Cpx

10 10

Plag

Px Ol

90

65

35

10

Troctolita

Leuco gabronorita

Leuro gabronorita olivínica

Gabronorita

Gabronorita olivínica

Plag

Px Hbl

90

65

35

10

Troctolita

Plag

Opx Cpx

90

65

35

10

Troctolita

Leuco gabronorita

Leuro troctolita

Gabronorita

Troctolita

Leuro gabronorita piroxénico

olivínico

Gabronorita olivínica

Gabro hornbléndico

5 95

INGEOMINAS54


4.3.5 Origen y edad

Según Álvarez (1983), aunque las relacionesestructurales de este batolito no están claramen-te definidas en toda su extensión, en las áreasdonde ha sido estudiado en detalle (Pantanos,Murindó y Acandí), indican un emplazamien-to postectónico con una facies subvolcánica tar-día a la cual están relacionadas las mineraliza-ciones de Cu-Mo y Cu-Au (Guarín & Álvarez,1977; Álvarez et al., 1984). El contacto oeste, alsur de Pantanos (Plancha 129, E, F, G-1), estámodificado por la Falla Murindó de direcciónN-30°W, donde la roca aparece fuertemente ci-zallada y cuerpos de rocas ultramáficas y má-ficas se han emplazado tectónicamente, a veces

acompañadas de rocas volcánicas que consti-tuyen una asociación de afinidad ofiolítica(Guarín & Álvarez, 1977; González, 1997).

El Batolito de Mandé presenta las característi-cas generales de cuerpos granitoidesorogénicos, con facies marginales que eviden-cian efectos de asimilación de las rocas básicasencajantes del Complejo Santa Cecilia - LaEquis. Los contactos corresponden a una zonade debilidad tectónica donde se observanregionalmente efectos de metamorfismo diná-mico, pero es posible aún reconocer el contac-to intrusivo entre el cuerpo granítico y las ro-cas volcánicas que quedaron adheridas a él. La


1 2 3 4 5 6 7 8 9

CUARZO

15,5

16,2

7,3

19,6

20,4

17,6

19,1

20,6

10,9

FELDESPATO K

-

Tr

15,0

1,7

-

9.3

6,4

6,6

Tr

PLAGIOCLASA

70,6

71,4

60,4

64,1

53,3

54,5

61,4

60,2

68,2

HORNBLENDA

-

-

-

0,6

38

-

1,9

Tr

1.9

CLINOPIROXENO

-

-

-

Tr

-

-

Tr

-

Tr

BIOTITA

7,2

1,2

9,2

6,4

9,9

8,3

-

3,2

6,0

OPACOS

0,3

0,7

0,6

1,3

2,6

2,4

1,9

2,6

2,4

EPIDOTA

3,2

2,3

0,9

2,3

3,6

3,9

2,5

3,0

3,9

CLORITA

3,1

8,2

1,3

3,9

6,4

3,9

6,7

3,6

6,4

ESFENA

0,1

Tr

0,2

0,1

Tr

0,1

0,1

0,2

0,3

APATITO

Tr

Tr

Tr

Tr

-

Tr

Tr

Tr

0,1

CIRCÓN

-

Tr

Tr

-

Tr

Tr

Tr

-

Tr

MATRIZ

34,3

26,5

24,9

22,9

33,6

30,8

26,5

24,5

33,6

Tabla 9. Análisis modales de la facies porfídica del Batolito de Mandé.

INGEOMINAS 55


variedad textural y petrográfica, las facies mar-ginales con evidencias de asimilación, los con-tactos discordantes con truncamiento de estruc-turas regionales, son características de cuerposplutónicos emplazados en la epizona, en el sen-tido de Buddington (1959).

Existen edades isotópicas tanto en la facies to-nalítica, como en las rocas porfídicas que con-tienen las mineralizaciones de Cu-Mo y suszonas de alteración hidrotermal, estas edadesfueron compiladas por Maya (1992) e indi-can que la edad más reciente de 34 Ma K/Aren biotita (Botero, 1975), mientras que enmuestras de Pantanos se tiene una edad de42 ± 0,9 Ma y en Murindó de 54,7 ± 1,3 Ma,que indica edades más antiguas hacia el norte.Teniendo en cuenta el nivel de emplazamientoy las características del batolito, las edades ob-tenidas pueden asumirse como de cristaliza-ción, lo cual indicaría que ésta comenzó en elEoceno temprano y se extendió hasta finales delEoceno tardío y se emplazó probablemente denorte a sur teniendo en cuenta la diferencia deedades.

4.4 PÓRFIDOS DE PANTANOS (PEpp)

Los Pórfidos de Pantanos designan, con estenombre, en el presente trabajo, el conjunto derocas hipoabisales que afloran en la regiónde la Vereda Pantanos (Plancha 129, A-1,2),relacionadas espacialmente al Batolito deMandé y que en los trabajos de evaluación delproyecto Pantanos (Ramírez et al., 1979; Álva-rez et al., 1984) fueron descritos como pórfi-dos tipo A, B, C o como pórfidos de Pega-dorcito, Chontaduro, Pantanos o Lanito. Sucercanía a una sola región geográfica, Panta-nos, y similitud petrográfica, permiten con-siderarlos, a escala regional, como una solaunidad cartográfica, aunque localmente presen-tan diferencias en textura y composición.

En el área de la plancha cubren un área de 10km2 entre Pantanos (A-1, B-1) y la quebradaChontaduro (A-1), pero por su extensión sóloaparecen indicados los cuerpos mayores; losmejores afloramientos se encuentran en las que-bradas Chontaduro (A-1), Lano (A-1, B-1) y enel cerro Pantanos (A, B-1).

Ramírez et al. (1979), en el área de Pantanos,diferencian los pórfidos con base en el conte-nido y tipo de fenocristales y la presencia oausencia de biotita; sin embargo, estos criteriosson subjetivos debido a:

Los fenocristales pueden variar aun dentro deun mismo afloramiento.

La intensa alteración hidrotermal destruye par-cialmente la mineralogía original.

Efectos superficiales de meteorización y oxi-dación modifican las características texturalesy, además, la poca continuidad de los aflora-mientos hace difícil determinar si se trata devariaciones texturales locales o de eventos mag-máticos diferentes.

Los pórfidos varían en composición de andesí-tica a dacítica con predominio de esta última yse caracterizan por la presencia de fenocrista-les de cuarzo bipiramidal en proporciones va-riables desde accesorio en los andesíticos has-ta más del 20% en los dacíticos (Tabla 10) y esel mineral que por su resistencia, al meteori-zarse la roca, se acumula y deja un saprolitoarenoso característico.

Los pórfidos andesíticos se caracterizan por la pre-sencia de fenocristales subhedrales de hornblenda(Figura 11), hasta de 5 mm de longitud, en unamatriz cristalina constituida por feldespato nomaclado y cuarzo finogranular. Los fenocris-tales de plagioclasa presentan una distribuciónbimodal con tamaños de 2-5 mm y de 0,1-0,5

INGEOMINAS56


mm; son subhedrales tabulares, con zonamien-to normal fuerte y composición entre An34 yAn44. Cuarzo bipiramidal se presenta como ac-cesorio, en cristales limpios con inclusiones deapatito y una delgada corona de reacción en elcontacto con la matriz. La hornblenda presentauna alteración propilítica intensa y se encuen-tra reemplazada en gran parte por agregadosde clorita, epidota, calcita y sulfuros, y conser-va su forma pinacoidal.

Los pórfidos dacíticos y las dacitas porfídicas(Figura 11) afloran principalmente en la zonade Pantanos (A-1, B-1). Se caracterizan por te-ner un contenido bajo de máficos (Tabla 10),por lo general, reemplazados por agregados declorita y mica blanca, por la presencia de cuar-zo bipiramidal como mineral esencial (8-15%)y por la intensa alteración hidrotermal; la rela-

ción fenocristales: matriz varía aun a nivel deafloramiento. La matriz es de color gris claro,holocristalina, afanítica, rica en feldespatos confenocristales de cuarzo que presentan bordescorroídos. La plagioclasa es subhedral y estáintensamente argilizada, lo cual impide deter-minar su composición. El máfico predominan-te es biotita en cristales hexagonales reempla-zados por clorita y mica blanca y como acceso-rios se encuentran magnetita, circón, apatito ysulfuros en proporción variable.

El pórfido de la quebrada Lano (A-1, B-1) secaracteriza por el predominio de fenocristalesde plagioclasa con cuarzo bipiramidal subor-dinado y hornblenda en mayor cantidad quebiotita y es el cuerpo de pórfido que en el áreapresenta menor alteración con algunas venasde ceolitas con cuarzo.


1 2

3

4

5

6

7

8

9

CUARZO

18,1

29,7

18

8,3

11,5

23,0

4,5

8,0

17,2

PLAGIOCLASA

43,5

33,9

39

53,4

33,6

26,3

50,2

34,3

26,9

MICAS

2,1

-

Tr

-

-

-

-

-

-

CLORITA

-

0,8

1,4

2,2

6,7

Tr

-

1,8

OPACOS

0,8

0,4

Tr

0,7

0,4

0,6

0,2

0,8

0,9

BIOTITA

-

-

-

-

-

-

2,4

2,1

-

EPIDOTA

-

-

-

1,2

2,5

-

-

-

0,3

MATRIZ

35,4

35,2

43,0

35,1

49,8

43,4

42,7

54,8

52,8

Tabla 10. Análisis modales de rocas porfídicas del Área de Pantanos.

1-2-3 Pórfidos dacíticos (Pórfidos A, Ramírez et al., 1979)Pórfidos andesíticos cuarzosos (Pórfidos B, Ramírez et al., 1979)Andesitas porfídicas (Pórfidos C, Ramírez et al., 1979)

INGEOMINAS 57


4.4.1 Origen y edad

Las características faciales y petrográficas delBatolito de Mandé y de las rocas hipoabisalesde composición andesítica a dacítica en el áreade Pantanos, a las cuales se encuentran relacio-nadas mineralizaciones de Cu-Mo (Ramírez et al.,1979; Álvarez et al., 1984) indican una relacióngenética entre estas rocas, donde los pórfidos re-presentarían una actividad subvolcánica tardíaque autointruye la masa principal del batolitoy forma un complejo intrusivo - volcánico.

La edad del batolito, como se mencionó ante-riormente, corresponde por geocronología alintervalo Eoceno temprano - Eoceno tardío, poruna edad de 38± 3 Ma para la facies de altera-ción hidrotermal fílica en el prospecto deAcandí en el extremo norte del Batolito deMandé en territorio colombiano, relacionadaprobablemente a la etapa de intrusión de lasrocas porfídicas en límite Eoceno – Oligoceno(Sillitoe et al., 1982).

4.5 COMPLEJO DE LA CRISTALINA(Eclc)

En la parte centro sur de la Plancha 145 Urraoaflora un conjunto de rocas plutónicasultramáficas cuyas relaciones entre sí y con lasrocas encajantes son complejas y difíciles dedeterminar tanto por las condiciones tectónicasdel área, como por la escasez de afloramientos,teniendo en cuenta que es una región que care-ce de infraestructura vial que permita un acce-so fácil, y es en gran parte selvática. Por lo an-terior, y de acuerdo con las recomendacionesde a ISSC (1994), se utiliza en este trabajo ladenominación de Complejo de La Cristalinapara esta unidad, ya que los afloramientos máscontinuos y de más fácil acceso se encuentran alo largo de la quebrada La Cristalina, afluentedel río Curazamba (Figura 3).

En el trabajo del Cuadrángulo I-7 Urrao, Álva-rez & González (1978) describen estas rocascomo una facies básica marginal del Batolitode Mandé, compuesta por dioritas y gabrospiroxénicos y hornbléndicos, y, localmente,gabros de textura pegmatítica. Sin embargo, laconfiguración estructural de esta unidad es ex-tremadamente compleja, lo cual dificulta esta-blecer la sucesión estratigráfica original de lasrocas ultramáficas y máficas que lo constitu-yen y la relación con las rocas adyacentes delBatolito de Mandé y del Complejo Santa Ceci-lia – La Equis, unidades con las cuales los con-tactos, en gran parte, son tectónicos. Es un cuer-po ovalado de unos 30 km2, de contorno irre-gular, cuya configuración no parece estar con-trolada por los sistemas tectónicos norte surpredominantes en la Cordillera Occidental.

El Complejo de La Cristalina está conformadolitológicamente por rocas ultramáficas(peridotitas y piroxenitas) y por rocas máficas(gabros isotrópicos y, ocasionalmente cúmu-los) relacionados a basaltos olivínicos, proba-blemente del Complejo Santa Cecilia – La Equis,aunque, como se indicó anteriormente, la po-sición estratigráfica con esta unidad no es cla-ra; hacia el extremo occidental, las rocas delcomplejo están relacionadas tectónicamente (?)a la facies de borde de composición básica delBatolito de Mandé y, aunque el contacto pare-ce ser fallado en gran parte, localmente pare-cen existir evidencias de una relación intrusiva,ya que diques de gabro y gabros pegmatíticoscortan el cuerpo batolítico (B. Calle, comunica-ción verbal).

4.5.1 Rocas ultramáficas

Los análisis petrográficos disponibles delComplejo de La Cristalina indican una am-plia variación litológica dentro de un con-junto de rocas ultramáficas y máficas, con

INGEOMINAS58


predominio de las primeras, aunque no exis-te un muestreo sistemático a través de todoel cuerpo que permita definir con exactitudla composición porcentual de cada una de laslitologías existentes. En las ultramáficas, enorden de abundancia, se encuentran: duni-tas, harzburgitas y piroxenitas.

Dunitas. Son rocas de color gris oscuro verdo-so a negro, moteadas por escamas de tono másclaro cuando está en proceso de alteración,masivas a veces ligeramente foliadas, con es-tructuras miloníticas desarrolladas por defor-mación. En sección delgada, la textura varía deequigranular en mosaico a cúmulos con olivi-no subidiomórfico e intercúmulos de olivinoalotriomórfico.

Figura 11 a, b, c, d, e y f. Variedades litológicas y texturales en los Pórfidos de Pantanos.

a y b). Pórfidos dacíticos con fenocristales de cuarzo, plagioclasas zonadas y máficos alteradosen matriz microcristalina.

INGEOMINAS 59


Los cristales de olivino están íntimamente in-tercrecidos y en muchas muestras existen dosgeneraciones de este mineral: cristales gruesosaltamente fracturados con extinción ondulato-ria y cristales más finos anhedrales, no defor-mados acumulados a lo largo de los bordes delos cristales más gruesos.

El accesorio más común es clinopiroxeno, queaparece en cristales deformados a veces conbordes de clinoanfíbol; también aparecencomo accesorios cromita en cristales euhedra-les hasta anhedrales deformados como inclu-siones en olivino o en forma intersticial, y más

c y d). Pórfidos andesíticos cuarzosos: fenocristales de plagioclasa con cuarzo de menor tamañorestringido a la matriz.

rara vez clinoanfíbol en cristales aislados o enbordes de olivino y de clinopiroxeno. Porlo general, estas rocas presentan una alte-ración parcial a serpentina a lo largo de lasfracturas en el olivino con acumulación decromita finogranular o en agregados comoproducto residual que marca los planos de frac-turamiento.

El aumento de contenido de piroxeno en lasdunitas las hace variar hacia el campo de lasperidotitas y piroxenitas, con cantidades varia-bles de ortopiroxeno y clinopiroxeno que for-man harzburgitas, websteritas y piroxenitas.

INGEOMINAS60


Peridotitas – piroxenitas. Estas rocas son ma-sivas, y dependiendo del contenido de piroxe-no pueden presentar estructuras bandeadas;son rocas melanocráticas de color gris oscuroa negro ligeramente verdoso y el contenido dela plagioclasa aumenta hasta pasar a gabrono-ritas. En sección delgada son holocristalinas,equigranulares con textura hipidiomórfica aidiomórfica y están constituidas esencialmen-te por piroxenos con cantidades variables deolivino, con plagioclasa y opacos como acce-sorios y, de acuerdo con la proporción de losminerales esenciales corresponden a lherzoli-tas, harzburgitas, websteritas y clinopiroxeni-tas.

El olivino constituye mosaicos equigranularescon cristales anhedrales fracturados con serpen-tinización parcial a lo largo de las fracturas don-de se acumulan óxidos metálicos y en algunoscristales se observa formación de clinoanfíbolhacia los bordes. El ortopiroxeno corresponde ahipersteno en cristales anhedrales incompletoscon una corona de reacción – alteración, consti-tuida por agregados pardos acompañados poranfíbol fino; en el núcleo de los cristales es posi-ble observar el pleocroísmo que caracteriza a estemineral. El clinopiroxeno se presenta en cristalessubhedrales, rara vez anhedrales, de mayor ta-maño que el ortopiroxeno; el olivino es incoloroa verde pálido con pleocroísmo débil que indicauna composición rica en diópsido.

e y f) Pórfidos andesíticos: fenocristales de plagioclasa y hornblenda en matriz microcristalinas).

INGEOMINAS 61


Cuando ocurre plagioclasa, ésta se encuentracomo una fase intersticial en cristales finos,subhedrales, maclados según albita y periclinay de composición An30-90. Otros accesorios co-rresponden a minerales opacos, cromita – mag-netita, anfíbol formado a partir de piroxeno yocasionalmente calcita – magnesita secundarios.

4.5.2 Rocas máficas

Los gabros son las rocas más abundantes den-tro del complejo y pueden separarse según lascaracterísticas texturales, de la naturaleza delpiroxeno presente y de la presencia o ausenciade olivino y, en general, predominan gabrono-ritas. Son rocas melanocráticas de color varia-ble que depende del contenido de plagioclasa.En sección delgada son rocas holocristalinashipidiomórficas a idiomórficas equigranularesy su composición es fundamentalmente plagio-clasa (40-60%), piroxenos, incluido anfíboles (40-60%) y cantidades menores de olivino (0-5%) yopacos (0,5-2,0%).

La plagioclasa se presenta en cristales anhedra-les a subhedrales tabulares, limpios a empol-vados con microinclusiones de opacos o poralteración a saussurita, especialmente en cris-tales fracturados; bien maclada según albita yCarlsbad, a veces zonada y de composiciónpredominante bitownita.

El ortopiroxeno se presenta en cristales anhe-drales y subhedrales bien desarrollados, dehábito prismático, pleocroicos y parece corres-ponder en gran parte a hipersteno. Los clino-piroxenos están menos desarrollados que elortopiroxeno; se presentan en cristales anhedra-les a subhedrales de mayor tamaño que otrosferromagnesianos, incoloro a verde pálido condébil pleocroísmo, con partición bien desarro-llada y láminas de exsolución a hipersteno. Lospiroxenos, por lo general, presentan alteración

parcial a total a anfíbol fibroso, acompañada dela exsolución de una fase opaca que a veces re-emplaza totalmente el cristal original para que-dar un agregado de granos finos redondeados.

Los minerales accesorios primarios correspon-den a opacos, principalmente magnetita con il-menita o cromita subordinadas, que se presen-tan en dos fases: una intersticial y otra formadadurante la anfibolitización de los piroxenos.Hacia el borde occidental del cuerpo, en el Ba-tolito de Mandé y a veces como diques, apare-cen rocas dioríticas y gabroides con estructurapegmatítica y caracterizadas adicionalmente porel predominio de hornblenda sobre los piroxe-nos, y una proporción muy variable de hornblendaa plagioclasa las rocas se clasifican entre hornblen-ditas (menos del 10% de plagioclasa) y plagio-clasitas (menos del 10% de hornblenda).

El anfíbol rodea clinopiroxeno (5-30%) y apa-rentemente lo reemplaza, es de color verdeamarillento a verde claro con pleocroísmo dé-bil; la plagioclasa en parte es intersticial o sepresenta en mosaicos de cristales anhedrales y,por lo general, aparece saussuritizada conabundantes inclusiones de apatito. Magnetitaaparece como accesorio en cristales finos aso-ciados a anfíbol probablemente como produc-to de exsolución durante la uratilización delpiroxeno.

4.5.3 Edad y correlaciones

No se dispone de análisis isotópicos que per-mitan fijar la edad absoluta del Complejo deLa Cristalina y las relaciones con las rocas ad-yacentes son complejas y, por lo general, falla-das, por lo cual es difícil fijar así sea una edadrelativa para esta unidad. Para Álvarez & Gon-zález (1978), esta unidad hace parte del Batoli-to de Mandé, como una facies básica marginaly tendría la misma edad de éste, es decir Eoce-

INGEOMINAS62


no. Sin embargo, algunas relaciones de campoy la complejidad litológica y estructural, hacensuponer que sea una unidad independiente yprobablemente más joven; aunque no existencriterios para fijar con certeza su edad.

Litológicamente presenta algunas característi-cas similares a las del Complejo UltramáficoZonado del Alto Condoto (Salinas et al., 1994)para el cual se han reportado edades K/Ar delMioceno, aunque no es factible establecer unacorrelación directa entre ambas unidades te-niendo en cuenta su posición estructural.

4.6 STOCKS MONZONÍTICOS (Nmd)

En la parte centro oriental de la Plancha 129Cañasgordas y norte de la 145 Urrao, aflora unaserie de stocks de formas diversas, contornosirregulares y de pequeño tamaño 1 a 40 km2,encajados en rocas sedimentarias y volcánicas,y origina una aureola de contacto de amplitudvariable. Estos intrusivos interrumpen el rumbode las estructuras regionales y locales, y con ex-cepción del de Morrogacho (Plancha 129, B-11),que es de composición gabroide, los demás plu-tones son de composición similar entre monzonitasy monzodioritas piroxénicas que los diferencia deotros intrusivos en la Cordillera Occidental y pue-den desarrollar facies marginales de piroxenita.Además, algunos de ellos se caracterizan por laocurrencia de filones auríferos y sulfuros bási-cos, especialmente hacia los bordes.

De acuerdo con las normas de la Comisión Es-tratigráfica Internacional (ISSC, 1994), estoscuerpos se han denominado según su compo-sición litológica y localización geográfica yaunque cada uno se describe independiente-mente; su origen y edad se discuten en conjun-to teniendo en cuenta las similitudes petrográ-ficas, de localización y relaciones con rocas en-cajantes.

4.6.1 Monzonita del Páramo de Frontino(Nmpf)

La Monzonita del Páramo de Frontino consti-tuye un cuerpo irregular de 31 km2 en el Pára-mo de Frontino, entre las Planchas 129 y 145,de donde recibe su nombre y fue denominadopor Álvarez & González (1978) como Stock delPáramo de Frontino. Los mejores afloramien-tos se localizan en la Plancha 129 en las quebra-das Santa Bárbara (H-10,11), La Cortada (H-12),Arriba (H-9) y Velásquez (H-11,12).

Está emplazado en sedimentos areno arcillo-sos del Miembro Urrao del Grupo Cañasgor-das, y forma una amplia zona de metamorfis-mo de contacto con cornubianitas en facies al-bita-epidota en la parte externa y piroxeno cor-nubianita en la parte interna. Las rocas predo-minantes son faneríticas equigranulares, degrano medio, color moteado y permite obser-var dos facies de distribución irregular: unafélsica con 10-20% de máficos y otra básica ricaen biotita con índice color mayor de 30.

La textura es hipidiomórfica granular, con pla-gioclasa, feldespato potásico, clinopiroxeno ybiotita en proporciones variables (Tabla 11) quevaría su composición entre monzonita, mon-zodiorita y diorita piroxénica (Figura 12) deacuerdo con el porcentaje del feldespato potá-sico. La plagioclasa es euhedral a subhedral,de hábito tabular, bien maclada según albita y,por lo general, zonada, de composición varia-ble entre An36 y An50. El feldespato potásico esortoclasa no maclada, en gran parte intersticialcon crecimiento simplectítico y pertítico. El fe-rromagnesiano caracterizante es clinopiroxeno,aunque en muchas muestras aparece reempla-zado por anfíbol uralítico y sólo queda comonúcleos incoloros en la masa de anfíbol.

La biotita se presenta en láminas subhedrales,pleocroicas de X= amarillo a Y=Z= pardo, con

INGEOMINAS 63


abundantes inclusiones de circón con halopleocroico fuerte, por lo general, muy fresca ysólo ocasionalmente presenta bordes de alte-ración a clorita. Como accesorios se encuentrancuarzo, hasta 7%, apatito, circón incluido enbiotita, esfena y minerales opacos.

4.6.2 Diorita del Río San Juan (Ndsj)

La Diorita del Río San Juan aflora en las cabe-ceras del río San Juan (Plancha 129, G-7, 8, H-7)con una extensión de 9,2 km

2 y cuyas mejores

exposiciones se encuentran a lo largo de este

río y de sus afluentes en las cabeceras del mis-mo. Es un cuerpo ovalado de dirección NE conuna longitud de 7 km y una amplitud máximade 2 km que se cierra hacia sus extremos.

Es intrusivo en los sedimentos areno arcillo-sos y calcáreos del Grupo Cañasgordas, asícomo en las rocas volcánicas del mismo gru-po, mientras que hacia el oeste, el contacto consedimentos calcáreo lidíticos es fallado. El con-tacto intrusivo está definido por la presenciade una delgada aureola de contacto concornubianitas y metavulcanitas en facies albita- epidota cornubianita.


1 2

3

4

5

CUARZO

3,1

Tr – 8,1

-

0,8

3,5

FELDESPATO K

21,0

12,3 – 44,9

Tr

-

20,4

PLAGIOCLASA

35,0

37,3 – 64,8

64,1

59,9

35,6

HORNBLENDA

32,5

1,6 – 8,1

8,0

13,6

22,3

BIOTITA

3,8

6,6 – 10,3

9,1

9,4

4,8

CLINOPIROXENO

-

0,2 – 6,8

19,5

11,1

9,6

ESFENA

Tr

Tr – 0,8

Tr

0,1

-

APATITO

0,2

0,2 – 0,3

Tr

0,3

0,2

OPACOS

3,1

1,6 – 1,9

1,3

1,4

2,7

CLORITA–EPIDOTA

1,0

0,2 – 2,1

0,8

2,3

1,0

An PLAGIOCLASA

50

26 – 43

46

39

46

Tr: TrazasPáramo de Frontino – Monzodiorita hornbléndica (Botero, 1975).Cerro Frontino Monzodiorita piroxénica (Álvarez & González, 1978).Morrogacho Diorita piroxénica (Álvarez & González, 1978).La Horqueta Diorita piroxénica (Álvarez & González, 1978).Cerro de Frontino Monzodiorita augítica (Álvarez & González, 1978).

Tabla 11. Análisis modales representativos de los stocks monzodioríticos en las planchas129 y 145.

INGEOMINAS64


I N G E O M I N A S Diagrama Q.A.P indicando composición modal de la Monzonita del Páramo de Frontino (Campos de Streckeisen, 1976)



Humberto González

Q

A P

90

60

20

5

CUARZOMONZODIORITA

MONZONITA MONZODIORITA DIORITA

90 65 35 10

PROMEDIO

INGEOMINAS 65


Son rocas faneríticas equigranulares de com-posición diorítica a monzonítica, de grano me-dio y color moteado con índice de color entre15 y 25 definido por la presencia de hornblenda,mineral que las diferencia de los demás cuer-pos monzoníticos de esta región, ya que tantolas características texturales como la composi-ción y la proporción de los feldespatos es si-milar a la de los otros stocks y, en especial, a ladel stock monzonítico del Páramo de Frontino,cuerpo con el cual fue descrito en conjunto porÁlvarez & González (1978).

4.6.3 Monzonita del Cerro Frontino (Nmcf)

La Monzonita del Cerro Frontino constituye unstock denominado Cerro Frontino (Álvarez &González, 1978), de forma trapezoidal, locali-zado en la Plancha 129 Cañasgordas, con unancho de 2 km en su extremo norte (B-9) y 7km en su extremo sur (C-8-9) con un área de 40km2 y considera las apófisis que afloran en laquebrada El Tambo (A-8), afluente del ríoMusinga; en la quebrada La Clarita, afluentedel río Carauta (C-7); en el río Carauta (D-8);en la quebrada Horacio (E-7) y en los cuerposdonde se encuentran localizadas las minas LaCumbre (E-7) y El Cangrejo (E-7).

Estos stocks asociados al cerro de Frontino sonmenores de 1 km2 y por ello no se describenindependientemente del denominado stock delCerro Frontino por Álvarez & González (1978).Excelentes afloramientos de roca relativamen-te fresca se encuentran en las quebradas El Car-men (B-9), San Pedro (B-8-9), La Blanquita (C-9), El Cerro (B-9) y en los socavones de las nu-merosas minas que han sido explotadas sobreeste cuerpo. Cerca a Frontino constituye el ce-rro Frontino, de donde recibe su nombre.

El stock está emplazado al oriente en sedimen-tos areno arcillosos del Grupo Cañasgordas y

al occidente en los basaltos de La Clara - RíoCalle, aunque el contacto con esta unidad pue-de ser localmente fallado. Especialmente cercaal contacto con las sedimentitas se observa unaamplia zona de cornubianitas, cuyo grado demetamorfismo varía desde bajo hasta alto conrocas en las facies albita - epidota hastapiroxeno cornubianita.

Son rocas faneríticas equigranulares, de granomedio, color moteado, con abundante piritacomo relleno en microfracturas. El índice decolor varía en un rango amplio (menos de 10 amás de 40) y, aunque no hay distribución re-gular, se pueden considerar dos facies: unafélsica con IC<10 y otra básica con IC>30. LaTabla 12 muestra algunos análisis modales derocas de este cuerpo y en la Figura 13 se obser-va que su clasificación modal varía entremonzonita y diorita piroxénica.

Esencialmente, las rocas de este stock estánconstituidas por feldespato, hornblenda, biotitay clinopiroxeno en proporciones variables (Ta-bla 12), con mineralizaciones en fracturas aso-ciadas a la facies básica.

La plagioclasa es subhedral, de hábito tabular,limpia a ligeramente empolvada por produc-tos arcillosos, bien maclada y, por lo general,con zonación normal y composición variableentre An26 y An46. La hornblenda es anhedral asubhedral, de color pardo y aspecto turbio de-bido a la gran cantidad de inclusiones que con-tiene y son comunes núcleos incoloros declinopiroxeno.

La biotita se presenta en láminas subhedralesdispersas y forma nidos; en este caso, pareceser de origen hidrotermal relacionada a lasmineralizaciones que se encuentran en la faciesbásica; pleocroica de X= amarillo pálido a Y=Z=pardo amarillento. El clinopiroxeno escaracterizante en la facies básica y aparece como

INGEOMINAS66


accesorio en la facies. La plagioclasa essubhedral a euhedral, de hábito tabular, bienmaclada según albita y albita - Carlsbad, por logeneral, no zonada y de composición homogé-nea An40- An46.

El clinopiroxeno corresponde a augita y alcan-za hasta un 30% de la roca, se presenta en cris-tales anhedrales a subhedrales de hábito pris-mático corto con bordes en proceso de uraliti-zación, conformados por anfíbol fibroso débil-mente coloreado. Biotita se presenta en lámi-nas subhedrales aisladas o en nidos, flexiona-das, con pleocroísmo bien definido deX=amarillo pálido a Y=Z= pardo amarillento,con abundantes inclusiones de apatito y bor-

des marcados por acumulación de cristales demagnetita - ilmenita.

Como accesorios se encuentran circón no aso-ciado o incluido en biotita, apatito, esfena, epi-dota, magnetita - ilmenita y pirita. El anfíbolpresente es secundario como producto de ura-litización del clinopiroxeno que se encuentracomo núcleos en la hornblenda. El contenidode feldespato potásico varía considerablemen-te aun dentro de cada facies; por lo general,presenta textura pertítica y es intersticial entreplagioclasa. Hacia los contactos con los sedi-mentos, algunas muestras contienen cuarzocomo accesorio, pero es escaso y falta en lamayoría de las muestras. Otros accesorios soncircón, esfena y minerales opacos.

MINERALES

MUESTRAS - %

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

CUARZO

Tr

-

-

-

-

0,6

-

0,2

-

-

FELDESPATO K

44,9

-

12,3

-

26,7

24,9

49,4

36,4

30,6

33,3

PLAGIOCLASA

37,3

69,9

64,8

-

54,1

55,6

39,6

48,5

55,1

53,6

BIOTITA

6,6

5,9

10,3

11,4

7,8

9,1

2,6

5,3

6,3

7,4

HORNBLENDA

1,6

12,7

8,1

-

-

6,2

4,4

-

3,7

Tr

CLINOPIROXENO

6,8

0,3

0,2

83,1

10,9

1,6

-

8,9

0,4

1,9

OPACOS

1,6

1,9

1,9

5,5

0,3

0,4

1,0

0,6

2,9

2,1

CIRCÓN

-

-

Tr

-

-

TR

-

Tr

-

Tr

APATITO

0,2

Tr

0,3

-

0,1

TR

0,1

0,1

0,1

Tr

ESFENA

0,8

0,7

-

Tr

0,1

0,1

1,0

0,2

0,3

0,4

ALTERACIÓN

0,2

8,6

2,1

-

-

2,0

0,5

0,1

0,6

1,3

AN PLAGIOCLASA

26

40

43

-

28

28

30

28

34

30

Tabla 12. Análisis modales de la Monzonita del Cerro Frontino.

Muestras 1-4: Álvarez & González, 1978.

INGEOMINAS 67


I N G E O M I N A S Diagrama Q.A.P con composición moda de la Monzonita del Cerro Frontino (Campos de Streckeisen, 1976)



Humberto González

Q

A P

90

60

20

5

MONZONITA MONZODIORITA DIORITA

90 65 35 10

PROMEDIO

INGEOMINAS68


4.6.4 Diorita de Morrogacho (Ndmg)

La Diorita de Morrogacho constituye un stockde forma rectangular que conforma el cerroMorrogacho (Plancha 129, B, C-11,12), de don-de recibe el nombre, localizado a 8 km al SWde Cañasgordas (A-12) tiene feldespato potá-sico, varía considerablemente aun dentro decada facies; por lo general, presenta texturapertítica y es intersticial entre plagioclasa. Ha-cia los contactos con los sedimentos, algunasmuestras contienen cuarzo como accesorio,pero es escaso y falta en la mayoría de las mues-tras. Otros accesorios son circón, esfena y mi-nerales opacos, una longitud de 3 km en direc-ción norte sur y 1-2 km en dirección este-oestey una extensión aproximada de 5,6 km2. Los

mejores afloramientos se encuentran en las que-bradas Santa Teresa y Morrogacho (B-11) y co-rresponde al denominado stock de Morroga-cho por Álvarez & González (1978).Es intrusivo en sedimentitas areno arcillosas delGrupo Cañasgordas y forma una aureola decontacto de 250 m de amplitud donde predo-minan cornubianitas biotíticas (Álvarez & Gon-zález, 1978).

Son rocas faneríticas equigranulares, de granomedio, de color moteado gris claro a blanco ynegro, con índice color entre 10 y 20, localmen-te con pirita fina en venillas y en los planos dediaclasamiento, constituidas por plagioclasa, cli-nopiroxeno y biotita (Tabla 13) y una composi-ción predominantemente diorítica (Figura 14).

MUESTRAS - % MINERALES 1 2 3 4 5

CUARZO

-

2,3

-

1,5

2,0

FELDESPATO K

Tr

-

1,1

-

3,5

PLAGIOCLASA

64,1

69,8

73,5

76,0

75,0

BIOTITA

9,1

8,6

9,6

3,9

2,9

HORNBLENDA

-

1,9

-

-

Tr

CLINOPIROXENO

19,5

10,4

11,4

16,3

13,1

APATITO

Tr

0,1

0,1

0,1

0,1

CIRCÓN

Tr

Tr

Tr

Tr

Tr

ESFENA

Tr

0,2

0,3

0,1

0,2

OPACOS

1,3

1,4

0,9

1,2

1,3

ALTERACIÓN

6,8

5,3

3,1

0,9

1,9

An PLAGIOCLASA

46

44

40

45

42

Tabla 13. Análisis modales del Stock de Morrogacho.

Álvarez & González, 1978

INGEOMINAS 69


I N G E O M I N A S Diagrama Q.A.P mostrando la composición de la Diorita de Morrogacho (Campos de Streckeisen, 1976)



Humberto González

Q

A P

90

60

20

5

MONZODIORITA DIORITA

90 65 35 10

NÚMERO DE MUESTRAS

4

4

CUARZO

DIORITA

INGEOMINAS70


4.6.5 Monzodiorita de La Horqueta(Nmdlh)

La Monzodiorita de la Horqueta fue descritapor Álvarez & González (1978) como stock deLa Horqueta. Se encuentra localizado en la Plan-cha 129 en un cerro prominente (E-10) dondese encuentra la mina La Horqueta que le da elnombre. Tiene forma ovalada y una extensiónde 1,2 km2 y los afloramientos son escasos, conexcepción de los socavones de las minas.

El stock está emplazado en sedimentitas arenoarcillosas del Miembro Urrao del Grupo Ca-ñasgordas, y forma una aureola de contacto de100 a 200 m de amplitud compuesta por cornu-bianitas micáceas de bajo grado de metamor-fismo en facies albita-epidota cornubianita.

La roca predominante varía de monzonita adiorita piroxénica parcialmente uralitizada conabundantes nidos de biotita, posiblemente deorigen hidrotermal. Además, se encuentran al-gunas mineralizaciones relacionadas tanto alcuerpo ígneo como a la roca encajante en laszonas de borde.

4.6.6 Origen y edad

Aunque puedan existir pequeñas diferencias enla litología y en la composición de las distintasrocas que constituyen estos stocks, es claro entodas sus relaciones intrusivas con las rocasencajantes y forma aureolas de contacto deamplitud variable caracterizadas por la presen-cia de cornubianitas. La posición geográfica,sus características litológicas y, en muchos ca-sos, el enriquecimiento en sulfuros, deposita-dos en filones o como relleno de fracturas porsoluciones hidrotermales, son característicasque indican una misma fuente de origen du-rante un mismo ciclo de actividad magmática,el cual se extendió desde el Oligoceno medio

al Plioceno temprano a lo largo de toda la Cor-dillera Occidental (Álvarez & González, 1978;Álvarez, 1983) seguido de un intenso vulcanis-mo y tectonismo.

De los cuerpos anteriores, el único datado es eldel Páramo de Frontino (Botero, 1975); en él seobtuvo una edad de 11 Ma K/Ar en biotita, si-milar a la obtenida para el Batolito de Farallo-nes (Calle et al., 1980) lo que confirma la pre-sencia de un cinturón magmático en la zonaaxial de la Cordillera Occidental durante elMioceno tardío.

4.7 VOLCÁNICO DEL PÁRAMO DEFRONTINO (Nvpf)

La unidad denominada Volcánico del Páramode Frontino designa el conjunto de rocas vol-cánicas efusivas y piroclásticas que se encuen-tran en el Páramo de Frontino, denominadaspor Álvarez & González (1978) como RocasVolcánicas del Páramo de Frontino. Afloran enla parte alta del páramo, por encima de 2.800msnm en una zona relativamente plana y cu-bre un área de 17,5 km2. Esta unidad cubre lasrocas monzoníticas que constituyen la parte prin-cipal del cerro denominado Páramo de Frontino;los mejores afloramientos se encuentran en lacañada Malabrigo, quebrada Llano Grande yen el Alto El Burro (Plancha 129, G-10).

El conjunto volcánico está constituido por ro-cas efusivas de composición andesítica y porrocas piroclásticas, principalmente aglomera-dos y brechas, con fragmentos de las rocas efu-sivas en una matriz hipocristalina.

Las andesitas son rocas macizas de color grisoscuro a gris medio, afaníticas a porfídicas confenocristales de plagioclasa en matriz afaníticay ocasionalmente con vesículas rellenas conepidota o ceolitas.

INGEOMINAS 71


En las andesitas porfídicas, los fenocristales deplagioclasa son euhedrales de hábito tabularcon abundantes inclusiones vítreas, orientadasfluidalmente a lo largo de los planos de macla,con fuerte zonación oscilatorio que varía desdeAn62 en el núcleo hasta An42 en los bordes. El fe-rromagnesiano predominante es augita (5-22%)en cristales prismáticos, a veces en agregados, yda una textura glomeroporfídica, y en parte seencuentra reemplazada por calcita y clorita. Enlas andesitas típicas con bajo contenido de Anen la plagioclasa, el ferromagnesiano predomi-nante, tanto en los fenocristales como en lamatriz, es hornblenda parda y, ocasionalmen-te, hornblenda basáltica.

La matriz es holocristalina a hipocristalina detextura pilotaxítica, con débil orientación flui-dal y está compuesta esencialmente por plagio-clasa tabular, de composición andesina, agregadosde clorita producto de alteración de augita, acom-pañada de calcita y abundante opaco finogranular.En las rocas hipocristalinas, el vidrio es de colorpardo en proceso de devitrificación que produceagregados de palagonita de color amarillo. Lo-calmente, las andesitas presentan una intensaalteración, con feldespatos reemplazados pormica blanca y calcita y los ferromagnesianos poragregados de clorita, anfíbol fibroso y calcita.

Las rocas piroclásticas son esencialmente aglo-merados, brechas y tobas líticas con fragmen-tos de rocas volcánicas efusivas, de composi-ción entre andesita y basalto, y diámetro entre0,1 y más de 5 cm. Los fragmentos de cristalesson angulares a subangulares, fracturados ycorresponden, en orden de abundancia, a pla-gioclasa, augita, hornblenda parda, hornblen-da basáltica y, ocasionalmente, cuarzo. La ma-triz es esencialmente vítrea, de color pardo; elvidrio es de composición basáltica y en algu-nas muestras se encuentra transformado par-cialmente en agregados de color amarillo ver-doso de palagonita.

Las tobas forman bancos bien definidos de has-ta de 10 m de espesor en estratos hasta de 20 cmy están localizados principalmente en los vallesde las pequeñas corrientes que nacen en el pára-mo; localmente aparecen interestratificados con flu-jos volcánicos; al microscopio están constituidas pormaterial micro a criptocristalino de color crema queengloba numerosas esquirlas de vidrio volcánicoy ocasionalmente fragmentos angulares decuarzo limpio, feldespato y magnetita.

4.7.1 Origen y edad

La secuencia de rocas que ocupa la parte altadel Páramo de Frontino, por encima de 2.800msnm, es de origen volcánico y donde las rela-ciones de campo indican la existencia de másde un período de actividad volcánica (Álvarez &González, 1978; Álvarez & Zuluaga, 1983), el cualse inició con derrames de rocas basálticas yandesíticas, y terminó con eventos explosivosque originaron los aglomerados, las brechas ylas tobas; posteriormente se produjo la activi-dad subvolcánica con la intrusión de cuerposde pórfidos andesíticos de formas tabulares.

Asociadas a las rocas piroclásticas se encuen-tran algunas mineralizaciones producidas poractividad hidrotermal relacionada a la intrusiónde los pórfidos andesíticos (Álvarez &González, 1978; Álvarez & Zuluaga, 1983).

Las tobas estratificadas indican una deposiciónen ambiente acuoso, probablemente lacustreintracontinental influenciada por períodos deplegamiento y levantamiento de la CordilleraOccidental.

La edad de estas rocas no se conoce con exacti-tud, pero según sus relaciones con las rocasplutónicas del Páramo de Frontino, datado en11 Ma (Botero, 1975) es posible determinar unaedad aproximada como del Plioceno.

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4.8 BASALTO DE EL BOTÓN (Nbb)

Basalto de El Botón es el nombre utilizado alnorte de las planchas, en la región de Fuemía(Municipio de Dabeiba, Antioquia) para refe-rirse a las rocas basálticas que afloran en cerca-nías al sitio El Botón entre Dabeiba y Uramita,y que se extienden hacia el sur en la Plancha129 Cañasgordas en su extremo centro norte (A-7). Esta unidad fue inicialmente denominadapor Restrepo et al. (1979) como Pórfido de ElBotón y en la memoria preliminar inédita de laPlancha 114 Dabeiba (Mejía, 1989) como Basal-to El Botón y puede corresponder a la unidaddenominada informalmente basaltos olivínicospor Álvarez & González (1978) en el Cuadrán-gulo I-7 Urrao. En la plancha ocupa un área de1,5 km2; los afloramientos son escasos, por ellosu caracterización se basa en análisis petrográ-ficos de algunas muestras localizadas al norteen la Plancha 114 Dabeiba.

Macroscópicamente tienen una estructura ca-racterizada por la presencia de grandes feno-cristales tabulares de plagioclasa (hasta de 4 cmde largo), orientados paralelamente en unamatriz afanítica de color negro a gris verdosooscuro (Figura 15); al microscopio, los feno-cristales muestran una distribución bimodaldonde los de mayor tamaño y más abundantesson plagioclasa y los finos son clinopiroxeno yolivino en proceso de alteración, en una matrizvítrea a hipocristalina con vidrio en proceso dedevitrificación y microlitos de plagioclasaorientados fluidalmente que definen una tex-tura pilotaxítica. La relación promedia de ma-triz a fenocristales es de 2:1.

La plagioclasa es euhedral, tabular, localmentesericitizada a lo largo de los planos de macla,con zonación oscilatorio y composición, enmaclas de albita, entre An56 y An64. El clinopi-roxeno se encuentra en cristales prismáticoscortos, pleocroicos de verde según X o Z y

amarillo verdoso según Y, en parte ha sido re-emplazado por calcita y presenta estructuraszonadas con un ángulo de extinción máximode 38°. Las características ópticas correspondena un piroxeno de la serie aegirina - augita. Elolivino se encuentra como fenocristales anhe-drales dispersos en la matriz, con fracturamien-to irregular y alteración parcial a antigorita (?).El accesorio más común es magnetita - ilmeni-ta diseminada en la matriz y asociada a los fe-nocristales de máficos.

4.8.1 Origen y edad

Las relaciones de campo indican que estos ba-saltos suprayacen en inconformidad rocas cal-cáreas y silíceas del Grupo Cañasgordas (Ál-varez & González, 1978), pero su relación conotras unidades de roca no es clara debido a lacubierta vegetal y escasez de afloramientos.Según Restrepo et al. (1979), el alto contenidode potasio en algunas muestras indicaría que,en la matriz, parte del feldespato sería potásicoy en conjunto correspondería a rocas básicasalcalinas.

Para Estrada (1972), estas rocas se formaron enun arco volcánico, como consecuencia de unazona de subducción, el cual habría chocado conla Cordillera Occidental durante fines del Pa-leógeno. Para Restrepo et al. (1979), correspon-den a un magmatismo desarrollado a lo largode fallas tensionales durante el Plioceno, tenien-do en cuenta la edad obtenida de 3 ± 1 Ma en elpórfido basáltico de El Botón.

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Figura 15. Estructura del Basalto de El Botón.

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5. ROCAS SEDIMENTARIASde las planchas y regionalmente al occidentede las rocas volcánicas de la Formación Barro-so, y Miembro Nutibara, localizado al occiden-te del anterior, de composición calcáreo lidítica yseparado de éste, en algunos sectores, por flujosbasálticos y localmente interdigitado con éstos.

Al occidente de estas unidades aparece un con-junto areno arcilloso que por litología es simi-lar al Miembro Urrao, pero por su posicióngeográfica es preferible considerarlo como unaunidad litológica independiente, denominadainformalmente sedimentitas de El Sireno.

5.1.1 Formación Penderisco

La Formación Penderisco, con base en varia-ciones litológicas, fue dividida en dos miem-bros: uno de características turbidíticas dondepredominan arenitas y grauvacas con interca-laciones de limolitas denominado MiembroUrrao y otro de sedimentitas biogénicas o quí-micas formado por liditas, chert y calizas mi-críticas denominado Miembro Nutibara. El con-tacto entre estos miembros no es neto en mu-chos lugares y en algunos casos puede obser-varse transición del uno al otro como cambioslaterales de facies (Álvarez & González, 1978).

Estas unidades afloran formando cinturoneselongados y discontinuos limitados tectónica-mente, lo cual impide la correlación entre lassecciones estratigráficas levantadas en diferen-tes puntos, donde, además, efectos dinámicosse superponen a las características sedimenta-rias originales y de acuerdo con la competen-cia de las litologías afectadas, imprimen unadeformación penetrativa de magnitud variable.

Rocas sedimentarias mesozoicas de origenmarino afloran en el flanco occidental de laCordillera Occidental como parte del GrupoCañasgordas, a veces asociadas a rocas volcá-nicas básicas; por litología y posición estructu-ral dentro de la cordillera; estas rocas se handividido en tres unidades denominadas: Urrao,Nutibara y El Sireno, de las cuales las dos pri-meras constituyen la Formación Penderisco delGrupo Cañasgordas en el sentido de Álvarez &González (1978), nomenclatura con la cual se hanvenido describiendo estas rocas en los trabajosde cartografía geológica regional en el sectorseptentrional de la Cordillera Occidental.

Sedimentitas cenozoicas del límite Paleógeno -Neógeno de la Formación Uva afloran en el ex-tremo suroccidental de la Plancha 145 Urrao;estas rocas pertenecen al borde oriental de lacuenca del Atrato y para ellas se utiliza la no-menclatura propuesta por Haffer (1967).

La sedimentación reciente, en el área, ha for-mado depósitos superficiales poco consolida-dos a no consolidados que han sido cartogra-fiados como terrazas, depósitos de talud y alu-viones y, que, en muchos casos, correspondena una mezcla de material aluvial y coluvial malseleccionado y poco estratificado.

5.1 GRUPO CAÑASGORDAS

Las rocas sedimentarias de la FormaciónPenderisco del Grupo Cañasgordas, se han di-vidido en dos miembros (Álvarez & González,1978) de características litológicas y posicióngeográfica diferentes: Miembro Urrao, de com-posición areno arcillosa, localizado hacia el este

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Los términos Urrao y Nutibara se emplean eneste trabajo como unidades de cartografíageológica teniendo en cuenta las variaciones enlitología y como parte del Grupo Cañasgordas.

Miembro Urrao (K2u)

El Miembro Urrao aflora en la parte orientalde las planchas y cubre un área de 1.400 km2

aproximadamente; los mejores afloramientos seencuentran en la Plancha 129 Cañasgordas, enlas carreteras a Cañasgordas (A-12), Frontino -Abriaquí (A, B-10, C-11), en las quebradas ElCarmen (B-9), Morrogacho (B-11), Anacozca(G-12), Carmelita (B-9,10) La Mina (E-9) y LaBlanquita (C-9), en el río Encarnación (H-8, G-8) y cerca al páramo de Frontino (F-9,10), mien-tras que en la Plancha 145 Urrao aflora en lacarretera Betulia – Urrao (G-12; F-12,11; E-10) yUrrao - Caicedo (B-10,11, A-11) y en el río Pen-derisco (A-7,8).

Hacia el oriente, fuera de las planchas, el con-tacto con las vulcanitas de la Formación Barro-so es normal, mientras que hacia el oeste, estáen contacto neto a transicional con la secuenciade liditas y calizas del Miembro Nutibara y,localmente, separado de ésta por silos y derra-mes diabásicos y basaltos (Basaltos de La Cla-ra - Río Calle). Localmente, los contactos conlas unidades adyacentes pueden ser fallados.

Esta unidad consta de una secuencia de más de3.000 m de espesor (Toussaint, 1996; González,1997) de sedimentos tipo flysch, plegados y fa-llados, que pueden interpretarse como turbi-ditas proximales, pero hacia el tope, cuandoaparecen intercalados o transicionales a la se-cuencia de calizas y lidita, correspondería aturbiditas distales. Es predominantemente are-no arcilloso, compuesto por conglomeradosocasionales, arenitas líticas, wacas, limolitas ylodolitas silíceas, con bancos delgados de cherty caliza hacia el tope. Aunque en el mapa no

aparecen separados los diferentes tipos de rocaque se encuentran en esta unidad, a continua-ción se describen las características de ellos,pero debe tenerse en cuenta que el contactoentre unidades litológicas, en muchos casos, noes neto, sino transicional.

Conglomerados. Bancos de conglomerados sepresentan localmente tanto hacia la base de lasecuencia, conglomerados basales, como inter-calados con los otros tipos de roca de la uni-dad, conglomerados intraformacionales. Son deestructura variable, de grano a matriz soporta-dos, constituidos por fragmentos de tamañovariable de rocas volcánicas básicas, chert yescaso cuarzo, en una matriz arenosa, localmen-te calcárea o silícea.

Los conglomerados intraformacionales se en-cuentran en bancos de 10-15 cm de espesor, in-terestratificados con arenitas y wacas, y en ellospredominan los fragmentos de sedimentitassobre los de rocas volcánicas. Los conglome-rados basales localmente muestran un cambiogradacional a las rocas que los suprayacen ypasan a arenitas conglomeráticas y arenitasgruesas.

Arenitas y wacas. Estas rocas se presentan enestratos masivos que varían en espesor de del-gado a muy grueso, y alcanzan algo más de 2m, separados, localmente, por bancos delgadosde limolitas y lodolitas finamente laminadas.Son rocas masivas sin evidencias de deforma-ción penetrativa que muestran estratificaciónplana, paralela y continua; en las unidadesgradadas, la base está marcada por calcos decarga y superficies de erosión en las limolitasy lodolitas subyacentes; los horizontes basalesa veces presentan estratificación cruzada a pe-queña escala, mientras que hacia el tope, lasareniscas de grano más fino son laminadas ypasan hacia arriba a areniscas y limolitas conlaminación flaser.

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El color depende del grado de alteración y delcontenido de fragmentos líticos, y varía de grisverdoso en rocas frescas a blanco amarillentoo aun rojizo en rocas alteradas. El tamaño delos fragmentos varía de arena gruesa a lodo,con predominio de arena media; localmente seencuentran guijos. La selección del tamaño de losfragmentos es regular a pobre y los granos indi-viduales son subredondeados a subangulares.

Los fragmentos son de cuarzo, feldespato ylíticos en proporciones variables (Tabla 14, Fi-

gura 16 b); varía la composición de arenitaslíticas a arcosas con un contenido de matriz de10-20%, y pasan en algunos casos a wacas líticas(Figura 16). Los líticos son de rocas volcánicasbasálticas (localmente con desarrollo deprehnita y pumpellyita), lodolitas silíceas ycalcáreas, limolitas y chert con micas detríticas,moscovita y escasa biotita. En las arcosas pre-dominan cristales de plagioclasa con escasocuarzo, hornblenda y fragmentos líticos enmatriz limo arcillosa que constituye entre un10 y 15 % de la roca.

COMPOSICIÓN PORCENTAJE Q

30 –85%

F

8 – 50%

L

5 – 25%

V

5 – 20%

C

0,1 – 5%

C/U

0,001 – 0,16%

P/F

0,8 – 1,0%

V/L

0,75 – 0,84%

MATRIZ ARENITAS

5-15%

MATRIZ WACAS

20-60%

Número de Muestras analizadas: 40Q: Fragmentos de cuarzo y chertF: Fragmentos monocristalinos de feldespatosL: Fragmentos de rocaC: Fragmentos de chert y rocas silíceas microcristalinasP: Fragmentos monocristalinos de plagioclasaV: Fragmentos de rocas volcánicas.

Tabla 14. Análisis modales de arenitas y wacas del Miembro Urrao.

INGEOMINAS78


V

F L

90

80

70

60

50

40

30

20

1010 20 30 40 50 60 70 80 90 10

100

80

60

40

50

20

0

1615

105

2.5 1.5ArenitasArcósitas

I N G E O M I N A S Diagrama QFL para aeniscas del Miembro Urrao de la Formacin Penderisco


Fecha: XI / 99 Figura 16b

Humberto González

Litoarenitas Arcosas Subarcosa Sublitoarenitas Arcosaslíticas

Arenitassubarcósas

Figura 16A: Diagrama de Barras para diferentes tipo de areniscas del Miembro Urrao

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Limolitas – lodolitas. Estas rocas se encuen-tran interestratificadas con arenitas y wacas encapas delgadas, continuas, plano paralelas.Microscópicamente, están constituidas por lá-minas de minerales arcillosos, intercaladas conláminas muy finas ricas en materia orgánica oaltamente silíceas. Los fragmentos sonsubangulares de cuarzo, epidota, feldespatos,líticos y micas; localmente se encuentra cementocalcáreo, pero, en parte, la calcita parece ser se-cundaria, pues también se encuentra rellenan-do fracturas.

Por sus características texturales y composición,los efectos dinámicos se marcan en forma declivajes por cizalladura y dan rocas similares apizarras o aun a filitas y cuando hay intercala-ciones arenosas, éstas muestran microplega-mientos y microfallas con relleno de limonitao calcita.

Miembro Nutibara (K2n)

El Miembro Nutibara está constituido por cali-zas, liditas y chert en bancos interestratificadosde espesor variable, silos y derrames de rocasbasálticas y, localmente, arenitas y wacas líti-cas en capas o estratos de pocos centímetrosde espesor. Aflora al oeste del cuerpo de ba-saltos de La Clara - Río Calle que lo separade las rocas del Miembro Urrao, mientras quehacia el sur aparece en contacto normal otransicional con esta unidad. Es intruido porstocks monzodioríticos del Mioceno superiorque desarrollan una amplia aureola de con-tacto con cornubianitas en facies hornblendacornubianita. Los mejores afloramientos en laPlancha 129, se encuentran en los ríos Calle (F-7), San Juan (G-6,7), Carauta (C-6), Venados (D-6,7) y San Pedro (G-7); en la Plancha 145, losafloramientos se encuentran sobre la carreteraUrrao – El Sireno (A-7), Urrao, Orobugo (D-7)y en los nacimientos del río Curazamba (G-8).

La distribución y proporción de los diferentestipos de roca que constituyen esta unidad noson uniformes, y éstas pueden cambiar consi-derablemente aun en secciones muy próximas.Las características de los diferentes tipos de rocase describen a continuación.

Calizas. Capas de calizas constituyen entre 30y 50% de este miembro; hacia la base se encuen-tran interestratificados con capas de chert, mien-tras que hacia el tope predominan calizas conintercalaciones delgadas de lutitas laminadas,limolitas, liditas y arenitas líticas.

Son rocas macizas de color negro debido a laabundancia de materia orgánica, de grano fino,en capas de 10-30 cm que llegan a constituirsecuencias de varios metros de espesor sin in-terestratificaciones. La estratificación es plana,paralela, continua y, por lo general, la únicaestructura sedimentaria presente es laminaciónfina y cuando están asociadas a chert, los con-tactos son gradacionales. Algunas calizas con-tienen fragmentos de líticos de calizas micro-cristalinas (intraclastos ?), limolitas y, ocasio-nalmente, de basaltos, y granos angulares asubangulares de cuarzo y feldespato. El arma-zón de la roca está compuesto por micrita concantidades variables de material arcilloso y car-bonoso. En las calizas bandeadas, las capas másoscuras deben su coloración a la acumulaciónde materia orgánica, mientras que en las másclaras predominan fragmentos de cuarzo. Sonabundantes localmente microfósiles reempla-zados por calcita microcristalina, lo cual difi-culta su identificación.

Chert. Intercalados con las calizas se presentanhorizontes finamente estratificados de chertnegro a gris pálido, por lo general, fracturadosy replegados. Estas rocas ocurren en capas del-gadas (2-20 cm) de estratificación plana, para-lela, continua, en las cuales se interestratificanláminas de lodolitas arcillosas.

INGEOMINAS80


Son rocas constituidas por cuarzo criptocrista-lino, con cantidades variables de material arci-lloso y carbonoso, y estructuras circulares re-llenas por cuarzo que corresponden a antiguosradiolarios. Están cruzadas en varias direccio-nes por venillas rellenas con calcita y cuarzo,que pudieron haber sido producidas por frac-turamiento cataclástico. Calcita reemplaza síli-ce y, además, rellena fracturas y da origen aliditas calcáreas; en algunas muestras se encuen-tra sericita en láminas finas dispersas y piritaen cristales euhedrales diseminada.

Los estratos de chert se encuentran deforma-dos en pliegues similares y disarmónicos pro-ducidos por flexión y deslizamiento, diaclasa-dos perpendicularmente a la estratificación yfallados inversamente. Las variaciones localeso regionales en el plegamiento son debidas acambios litológicos dentro del mismo nivel, yen estos casos, especialmente cuando está in-terestratificado con lodolitas, se presenta bu-dinamiento debido a la diferencia en la com-petencia relativa de las rocas involucradas.

5.1.2 Metamorfismo

Aunque localmente se encuentra niveles conestructura pizarrosa en las lodolitas, es claro,por las características texturales y composiciónmineralógica, que ésta es de tipo dinámico re-lacionado a fallamiento que ha producido zo-nas de milonitización y cataclasis. En ningunade las muestras analizadas se observa neomi-neralización, y mientras que en las rocas másarcillosas hay un cambio textural, que desarro-lla una foliación sobreimpuesta a la estratifica-ción; en las rocas más competentes se observafracturamiento con venillas, en varias direccio-nes, rellenas con cuarzo y calcita.

Algunos fragmentos de basaltos en arenitas ywacas líticas muestran desarrollo de prehnita

y pumpellyita, los cuales pudieron estar rela-cionados a un metamorfismo hidrotermal defondo oceánico, debido al alto flujo de calorproducido durante las erupciones volcánicasque originaron los basaltos, más que a un me-tamorfismo dinamotérmico regional.

5.1.3 Origen y edad

Las características sedimentológicas, texturalesy composicionales del Miembro Urrao indicanque está constituido esencialmente por turbi-ditas proximales formadas por corrientes de altadensidad y representadas por conglomerados yarenitas de grano grueso a medio depositadas encercanías al área fuente con aporte del arco vol-cánico (Formación Barroso), construido sobrecorteza oceánica remanente. El espesor de la se-cuencia es difícil de estimar debido a la ausen-cia de capas guías y a la repetición de capaspor plegamientos o callamientos, pero puedealcanzar de 2.000 a 3.000 m (Toussaint, 1996).

El Miembro Nutibara está constituido princi-palmente por sedimentos biogénicos o quími-cos depositados sobre un alto estructural querecibe aporte del arco volcánico (FormaciónBarroso) y de sedimentos en suspensión lleva-dos por corrientes turbidíticas de baja densi-dad. El espesor es difícil de determinar porcondiciones tectónicas, pero se ha estimado en2.400 m (Hoyos et al., 1990).

Los fósiles encontrados en las rocas sedimen-tarias del Grupo Cañasgordas, aunque de difí-cil determinación debido a su estado de con-servación, indican un rango de edad en el inter-valo estratigráfico Turoniano - Maastrichtiano(Etayo et al., 1988; Etayo, 1989; González, 1997).El Miembro Nutibara, en la región de Río Ver-de, un poco al norte de la Plancha 129, contienemicrofauna del Cretácico tardío hasta el Paleoce-no (Bourgois et al., 1983; Duque-Caro, 1989).

INGEOMINAS 81


Estas edades son congruentes con las obteni-das en rocas volcánicas básicas de la Forma-ción Barroso y gabros asociados, recopiladaspor Maya (1992) y que indican edades isotópi-cas entre 80 y 90 Ma.

5.2 LIMOLITAS DE EL SIRENO (K2ls)

Se utiliza la nomenclatura Limolitas de El Sire-no para describir informalmente el conjunto delimolitas silíceas y sedimentitas arenosas queafloran al occidente del Miembro Nutibara so-bre el flanco oeste de la Cordillera Occidentaly que en varios trabajos regionales se han con-siderado como parte del Miembro Urrao delGrupo Cañasgordas (Álvarez & González, 1978;Álvarez et al., 1987; González 1997). Sin embar-go, por la posición geográfica, la falta de conti-nuidad con los sedimentos del Miembro Urrao,las condiciones tectónicas y la falta de colum-nas de correlación, se ha preferido utilizar unanomenclatura informal y local.

Este nombre se asigna tomando la localidad deEl Sireno en la desembocadura del río Encar-nación al río Penderisco, en la Plancha 145Urrao. Sobre el camino El Sireno - Mandé seobserva una de las mejores exposiciones de estaunidad.

Tanto en la Plancha 129 como en la 145, estaunidad aflora en la parte centro occidental deellas como una franja alargada norte sur, al oc-cidente de los sedimentos calcáreo lidíticos delMiembro Nutibara y en contacto tectónico conellas; esta franja, al oeste, se halla en contactofallado con vulcanitas y piroclastitas básicas delComplejo Santa Cecilia - La Equis. Las mejoresexposiciones en la Plancha 129 se encuentranen algunos afluentes de los ríos Calle y SanPedro (F, G-6) y en el río Penderisco (H-5).Litológicamente está constituido por limolitas,lodolitas y lodolitas silíceas con intercalaciones

de arenitas finas y wacas líticas; la presencia deestas intercalaciones y, localmente, de chert,definen capas delgadas a medias con estratifi-cación plana, paralela y continua. El color de-pende de la composición y de la alteración: enlas rocas más silíceas, el color es gris oscuro agris verdoso, mientras que en las más arcillo-sas, ricas en materia carbonosa, son de colornegro; al meteorizarse toman un color blancoamarillento a amarillo rojizo por acumulaciónde óxidos de hierro a lo largo de los planos deestratificación. Las arenitas son de color gris,compactas y están subordinadas a las limolitasy lodolitas.

Las rocas predominantes presentan laminaciónmuy fina, son físiles y están compuestas pormaterial sílico arcilloso, de color pardo oscuroa negro debido a la acumulación de óxidos dehierro y materia carbonosa, que encierra frag-mentos de cuarzo y de rocas sedimentarias degrano fino, con láminas finas de mica blanca,escasa biotita y clorita de origen detrítico. Lo-calmente, el material arcilloso presenta unadiagénesis avanzada con formación de sericitamuy fina que por efectos dinámicos presentauna orientación paralela a subparalela, y desa-rrolla una estructura pizarrosa.

Las areniscas intercaladas corresponden aarenitas líticas de grano fino y wacas con frag-mentos de cuarzo, feldespatos, líticos volcáni-cos basálticos y sedimentitas de grano fino,especialmente chert y limolitas silíceas, y oca-sionalmente calizas microfosilíferas.

Dentro de esta unidad aparecen algunos ban-cos delgados de chert (2-10 cm) de espesor conestratificación plana, paralela y continua. Es-tos estratos se encuentran deformados con ple-gamiento disarmónico y cortados por abundan-tes venillas de cuarzo o calcita, depositadas alo largo de fracturas sin un patrón estructuraldefinido.

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5.2.1 Origen y edad

La litología de esta unidad, sus característicastexturales y sedimentológicas, son afines conuna secuencia turbidítica constituida por tur-biditas distales; a nivel regional, presenta unabuena continuidad lateral caracterizada por larepetición cíclica de capas de limolitas - lodoli-tas y arenitas de grano fino, originadas por flu-jos turbidíticos debidos a la desestabilizaciónde los sedimentos localizados en la plataformacontinental, los cuales son transportados por co-rrientes de alta y baja densidad, y depositadospor procesos de tracción, gravedad y suspensión.La estratificación es en su mayoría masiva y, oca-sionalmente, paralela, como consecuencia de lasdiferencias en el régimen de flujo y, cuando sepresenta gradación, ésta es positiva. La ausen-cia de estructuras de derrumbe en las secuenciasobservadas, indica que la deposición se efec-tuó sobre una pendiente suave y constante.

No se tienen evidencias paleontológicas ni geo-cronológicas directas que permitan precisar laedad de esta unidad; sin embargo, por caracte-rísticas litológicas y posición estructural en laCordillera Occidental, con respecto a las sedimen-titas del Grupo Cañasgordas, se considera deedad similar a éstos, o sea Cretácico tardío, en elintervalo Campaniano - Maastrichtiano, asigna-do a los sedimentos areno arcillosos del Miem-bro Urrao con base en la microfauna encontrada.

5.3 FORMACIÓN UVA (ENu)

La Formación Uva fue definida por Haffer(1967) sobre el río Uva, afluente del río Atratoal noroeste de la Plancha 129 Cañasgordas enel borde occidental de la cuenca del Atrato. Enel área de este trabajo aflora en el extremo su-roccidental de la Plancha 145 Urrao donde cu-bren un área de 20 km2 a lo largo de la quebra-da Tiamadó (H-1).

Las sedimentitas de la Formación Uva reposanen inconformidad sobre rocas volcánicas delComplejo Santa Cecilia – La Equis, mientras quehacia el sur (Plancha 164 Quibdó), sobre la ca-rretera Medellín – Quibdó, el contacto es falla-do (Duque-Caro, 1990), aunque para Rojas(1967), este contacto en la misma zona pareceser inconforme. La secuencia consiste de cali-zas y lodolitas calcáreas con radiolarios yforaminíferos planctónicos, y esquirlas de vi-drio volcánico; hacia la parte superior se ob-servan intercalaciones de areniscas calcáreas degrano fino.

Las calizas son de colores grises que tomancoloraciones pardo amarillentas debido a laacumulación de óxidos de hierro, y correspon-den a micritas y biomicritas con ocasionalesbioclastos y fragmentos de cuarzo. Hacia laparte superior ocurren intercalaciones de are-niscas de grano fino a medio de color gris agris verdoso, con abundantes fragmentos derocas volcánicas y cuarzo en una matriz sílicoarcillosa, localmente calcárea.

Para Duque-Caro (1990), el predominio deforaminíferos planctónicos y radiolarios, jun-to con la ocurrencia de Melonis pompilioides yGyroidina soldanii indica ambientes oceánicosprofundos similares a los del Océano Pacífi-co ecuatorial, a profundidades de 2.000 m omás. Así mismo, la ocurrencia de carbonatoscon abundante microfauna planctónica es in-dicativa de aguas jóvenes profundas bien ai-readas (Berger, 1970, en Duque-Caro, 1990).

A la Formación Uva se le ha asignado una edadcomprendida entre el Oligoceno, Zona P. 21 yel Mioceno temprano Zona N.9 (Duque-Caro,1990) y es correlacionable con las formacio-nes oligocénicas y miocénicas del Ecuador,de la zona noroccidental de Colombia y delos márgenes costeros del Caribe (Duque-Caro,1990).

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5.4 DEPÓSITOS RECIENTES

Depósitos del Holoceno rellenan los valles delos ríos y quebradas en el área; algunos deéstos se encuentran elevados con respecto alcauce actual de las corrientes y muestran unamayor compactación que los localizados al ni-vel del cauce y se han cartografiado o delimita-do con fotografías aéreas como terrazas (Qt),el resto se han indicado como aluviones (Qal)o como depósitos de talud (Qdt) en el mapageológico. Estos depósitos son una mezcla dematerial aluvial y coluvial en proporcionesvariables y, por lo general, muestran una malaselección y sin estratificación definida.

La mayoría de los depósitos aluviales, en elborde occidental de las planchas, están sien-do aumentados por la acción actual de las co-rrientes y son claramente del Holoceno, peroalgunos son cortados y disecados por ellas ypodrían ser más antiguos (Pleistoceno?),aunque no hay evidencias cronológicas yestratigráficas o un estudio geomorfológicodetallado que permita hacer una separa-ción. Las terrazas y depósitos de talud sehan considerado también como del Holoceno.

5.4.1 Terrazas aluviales (Qt)

Algunas zonas aluviales elevadas con respectoal cauce actual de las corrientes se han delimi-tado mediante fotografías aéreas y clasificadocomo terrazas. Por su extensión, son notablesen la Plancha 129, las que se encuentran en losríos El Cerro (A-9), Herradura (B-10), Encarna-ción (H-8), La Blanquita (A-4), Calle (F, G-6) yJengamecodá (F, G-5); en la Plancha 145, en losríos Pabón (D, E, F - 9), Penderisco (B-9), Urrao(A, B-10, B-9) y Nendó (B-4,5; C-4).

Estos depósitos están constituidos por gravasy bloques en una matriz arcillosa con mala se-

lección; son resistentes a la erosión y formansalientes topográficas planas en la cima y pa-redes casi verticales. Su altura con respectoa la zona aluvial actual de las corrientes quedelimitan es variable, pero, por lo general, esmenor de 50 m. En muchas de ellas se ob-servan evidencias de ciclos fluviales de ca-racterísticas muy diferentes, marcados por ladiferencia en el tamaño de los bloques quelo constituyen y su relación con respectoal material fino que le sirve de matriz.

La edad no se conoce con exactitud, pero algu-nas de estas terrazas están siendo erodadas porlas corrientes actuales y podrían ser del Pleis-toceno; sin embargo, por no disponer de sufi-ciente información se ha considerado todascomo del Holoceno.

5.4.2 Depósitos de talud (Qdt)

Los depósitos de talud tienen una distribu-ción más amplia que la indicada en los ma-pas de las planchas 129 y 145, donde sólo sehan indicado los de mayor extensión; el es-pesor de éstos y los del material deslizadoes variable entre menos de un metro, en lascabeceras de algunos ríos y quebradas, y va-rios metros en los cortes de carreteras y so-bre las laderas.

Los taludes están formados por bloques detamaños variable y de distintos grados demeteorización de rocas granitoides del Ba-tolito de Mandé, de rocas volcánicas bási-cas y, ocasionalmente, de sedimentitas, algu-nos de los cuales alcanzan varios metros dediámetro. En parte se encuentran como blo-ques sueltos y aislados, mientras otros estánembebidos en una matriz ferruginosa, pro-ducto de la descomposición química de lasrocas.

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5.4.3 Depósitos aluviales (Qal)

Aunque es posible encontrar zonas aluviales alo largo de la mayor parte de los ríos y quebra-das que drenan el área, en el mapa geológicosólo se han indicado aquellos que, por su ex-tensión o continuidad, son cartografiables a laescala del mapa. Además, algunos de los de-pósitos indicados incluyen zonas de terrazasque, por su extensión, no se pueden separardel aluvión y de material coluvial producidopor deslizamientos y acumulado en la zonaaluvial.

En la Plancha 129, por su extensión y caracte-rísticas, son de especial interés los aluvionesde los ríos Herradura (A, B, C, D-10),Cañasgordas (A-2), Encarnación (F-9, G, H-10),Murrí - Penderisco y Pantanos (A, B-1, 2; C, D-1), y en la Plancha 145 son notorios los de losríos Penderisco, Pabón, Las Marías (H-6) yCurazamba (H-5).

Topográficamente, estos aluviones se puedendividir en dos grupos: los del río Murrí - Pen-derisco y algunos de sus afluentes, localizadospor debajo de los 500 msnm y los que se en-cuentran en zonas topográficamente elevadascon respecto al nivel del mar (por encima de

2.000 msnm) que por su expresión morfológi-ca podrían estar fosilizando fallas.

En el primer grupo sobresale la zona aluvialde Murrí – Penderisco, donde existen algunasterrazas escalonadas, constituidas por capas al-ternas de gravas y arenas mal consolidadas y gra-dadas sobre rocas granitoides del Batolito de Man-dé. La zona aluvial está constituida por bloques deesfericidad media y tamaño variable de rocas gra-nitoides, volcánicas básicas y pocas sedimenti-tas y alcanza un espesor máximo de 50 m.

El segundo grupo de aluviones se encuentralocalizado en el flanco occidental de la cordi-llera, sobre las unidades sedimentarias del Gru-po Cañasgordas y su formación, en parte, estácontrolada por la existencia de rocas más du-ras localizadas aguas abajo, que retardan el ci-clo erosivo de las corrientes; en algunos casos,estos aluviones fosilizan fallas regionales. Losmateriales de estos aluviones son gravas grue-sas, con intercalaciones locales de arenas deguijos, limos y arcillas, compuestas porsedimentitas, rocas volcánicas básicas y, oca-sionalmente, plutonitas, y su volumen está sien-do aumentado por la acción actual de las co-rrientes; por sus relaciones y posición se hanconsiderado del Holoceno.

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6. GEOLOGÍA ESTRUCTURALFallas de dirección N10°W a N10°E con tenden-cia norte-sur: fallas de Murindó, Murrí – Mu-tatá, Encarnación, Portachuelo, San Ruperto yHerradura.

Sistema de fallas de dirección N40°-60°E: SanJuan, Fuemía - Río Verde.

Sistema de fallas de dirección N30°-40°W: Ca-ñasgordas, Abriaquí, Ocaidó y Penderisco, en-tre otras.

Además, los cuerpos intrusivos están afectadospor fallas menores debidas a esfuerzos duran-te la intrusión de magma y que localmente seprolongan en las rocas encajantes.

Las fallas se describen de oriente a occidente yde norte a sur, y se indica sus característicasprincipales; y de acuerdo con Page (1986), sehace énfasis en las fallas principales o zonas defalla que han tenido actividad a través del Cua-ternario o son potencialmente activas.

6.1.1 Falla Herradura

La Falla Herradura recibe su nombre del ríoHerradura, en la Plancha 129 Cañasgordas (Ál-varez & González, 1978), al cual controla en suscabeceras (E-11). Tiene dirección predominanteN-S, atraviesa la plancha en toda su longitud yse extiende hacia el sur en la Plancha 145 Urrao,donde hace parte del sistema de fallas de Urrao(Page, 1986). En la parte sur de la Plancha 129es interrumpida por el intrusivo del Páramo deFrontino en el cual no se han encontrado efectostectónicos, y hacia el norte termina en el cañóndel río Cañasgordas contra la falla que controlaesa corriente al norte del área cartografiada.

Las características estructurales del área de lasplanchas 129 Cañasgordas y 145 Urrao no seconocen exactamente, debido a que su expre-sión en superficie no es clara o a que ésta hasido borrada o enmascarada por procesos demeteorización y erosión, con deposición desedimentos sobre valles alineados a lo largo deestructuras regionales, que fosilizan sus carac-terísticas. La continuidad de varias de las es-tructuras regionales mayores, especialmentefallas, y los lineamientos, algunos de los cua-les son posiblemente fallas y otros productosde meteorización diferencial, fueron definidospor fotografías aéreas. Las rocas sedimentariasdel Grupo Cañasgordas presentan, especial-mente en las de menor competencia, una fasede deformación caracterizada por el desarrollode una foliación o clivaje de cizalladura y queincluye la transposición de la estratificación yel desarrollo de una foliación paralela a los ejesde los pliegues isoclinales.

6.1 FALLAS

Las rocas sedimentarias y volcánicas del Gru-po Cañasgordas se encuentran plegadas, defor-madas, fracturadas y en parte controladas es-tructuralmente por una serie de fallas y fractu-ras de extensión variable, y que en la mayoríade los casos muestran una expresión morfoló-gica clara que permite determinar su continui-dad. Las fallas principales presentan longitu-des variables y conforman, por lo general, sis-temas de fallas y fracturas, aunque en el mapase muestran como unidades estructurales sim-ples. Existen en el área de las planchas 129 y145, tres sistemas principales de fallas (Figura17), cuya nomenclatura se basa en los trabajosde Álvarez & González (1978) y Page (1986).

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Afecta en toda su extensión sedimentitas arenoarcillosas del Miembro Urrao y se caracterizapor una alineación prominente de corrientes yboquerones en las crestas de las colinas; pro-duce plegamientos y clivaje milonítico en lasrocas menos competentes y fracturamiento enlas arenitas y wacas líticas. Según Page (1986),20 km al noreste de Urrao, la falla parece des-plazar un valle aluvial (de origen glaciar?),donde se observa un escarpe con frente haciael oeste, de unos 10 m de largo y 50 m de alturaen el aluvión, y aunque el escarpe puede ser enparte erosional, su rectitud indica un controltectónico con un desplazamiento hacia el este.

6.1.2 Falla Cañasgordas

La Falla Cañasgordas es conocida tambiéncomo Falla de Tonusco (Page, 1986) o comoFalla de Guasabra (Álvarez & González, 1978);recibe su nombre de la población de Cañasgor-das (Plancha 129, A-12), donde tiene una direc-ción N50°W y se extiende por unos 50 km desdeGiraldo (Plancha 130 Santa Fe de Antioquia) has-ta Dabeiba (Plancha 114 Dabeiba). Su presenciase manifiesta por un marcado contraste geomor-fológico y topográfico tanto en el campo comoen fotografías aéreas e imágenes de satélite yaunque éste puede haber sido originado prin-cipalmente por erosión de rocas poco compe-tentes; cerca a Cañasgordas desplaza antiguosflujos de escombros, por lo cual Page (1986) laconsidera como activa con un grado de activi-dad probablemente bajo.

6.1.3 Falla Abriaquí

La Falla Abriaquí está situada 10 km al sur deAbriaquí (Plancha 129, C-11) con rumbo N50°Wy buzamiento subvertical, con una traza mode-radamente recta. Se extiende por 35 km desdeAbriaquí al sur hasta Dabeiba (Plancha 114

Dabeiba) al norte. Al norte de Abriaquí tieneuna expresión morfológica clara definida porel alineamiento de corrientes, boquerones, cam-bios bruscos de pendiente y ríos desplazadosen sentido lateral izquierdo. En esta área, Page(1986) indica que dos ramales de la falla princi-pal desplazan abanicos de escombros delCuaternario y considera para ella un grado deactividad bajo a moderado.

6.1.4 Falla San Ruperto

La Falla San Ruperto recibe el nombre del ríoSan Ruperto (Álvarez & González, 1978), el cualcontrola desde su nacimiento (Plancha 129, E-10)hasta su desembocadura en el río Herradura (C-10); en la Plancha 129 tiene una longitud de 45km, con dirección predominante norte-sur y seprolonga hacia el sur en la Plancha 145 dondePage (1986) la considera como parte del sistemade fallas de Urrao y la denomina Falla Urrao Este.

Afecta sedimentitas areno arcillosas del Miem-bro Urrao, y los mayores efectos dinámicos seobservan a lo largo del cañón del río San Rupertoy al norte de ésta donde su traza controla, en granparte, el curso del río Herradura y es cubiertapor aluviones del mismo. Su rumbo coincidecon el de las sedimentitas y, por lo tanto, no esposible determinar la magnitud del movimien-to; esta falla se manifiesta como alineamientode expresión morfológica moderada.

Cerca de Urrao, Page (1986) indica que esta falladesplaza depósitos aluviales del Cuaternario y, quepor lo tanto, es activa y, aunque su grado de activi-dad se desconoce, considera que es moderado.

6.1.5 Falla Encarnación

El nombre de la Falla Encarnación proviene delrío Encarnación (Álvarez & González, 1978), el

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cual controla por 20 km a partir de su nacimien-to, con una dirección, en la Plancha 129 de N40Ey N30°W a N-S en la Plancha 145; afecta sedimen-titas calcáreas y silíceas, y desplaza depósitos alu-viales a lo largo del río Encarnación, y produce unalineamiento notable y escapes en las terrazas.

En el trabajo original (Álvarez & González,1978), fue trazada como una sola estructura quesigue el curso de la corriente, sin embargo, IN-GEOMINAS (1994) precisa que por su expresiónmorfológica, pueden ser dos fallas paralelas, muypróximas entre sí, ya que se observan, a amboslados del río, silletas, peldaños y algunos rasgosmorfotectónicos alineados. En este mismo tra-bajo, se considera como una falla de rumbo conel bloque noroccidental hundido, probable-mente activa con un nivel de confianza mode-rado (Page, 1986), donde las características dealgunos rasgos tectónicos permiten asignarleun grado de actividad bajo.

6.1.6 Falla San Juan

La Falla San Juan marca el contacto occidentaldel stock monzodiorítico del río San Juan (Plan-cha 129, G-7, H-7) con rocas sedimentarias cal-cáreo lidíticas del Grupo Cañasgordas; tienedirección N15°-20°E y a lo largo la zona de fa-lla se observan numerosas fallas menores quedesplazan, unos pocos centímetros, venas decalcita y estratos delgados de liditas y calizas.Hacia el norte del stock, la falla ha sido pro-longada fotogeológicamente por 15 km, y ha-cia el sur, parece desplazar una de las trazas dela Falla de Encarnación en la Plancha 145 (Ál-varez & González, 1978).

6.1.7 Falla Portachuelo

La Falla Portachuelo fue definida por Álvarez& González (1978) en el Boquerón de Porta-

chuelo (Plancha 129, D-6) 20 km al NW deUrrao, y afecta rocas calcáreas del MiembroNutibara, con una dirección predominante nor-te-sur a N-10°E, paralela a la estratificación; paraPage (1986), esta es la falla principal del Siste-ma de Fallas de Urrao y la considera como partede la Falla Tucurá. Hacia el norte, continúa a lolargo del río Musinga y hacia el sur, atraviesael cañón del río Carauta a la altura de Tres Bo-cas (C-7), con una longitud aproximada de 20km en la Plancha 129.

En campo se caracteriza para una buena expre-sión morfológica con cauces y boquerones ali-neados y una franja angosta de rocas deforma-das. En la Plancha 129 sólo afecta rocas sedi-mentarias del Grupo Cañasgordas en sentidoparalelo al rumbo de los estratos, por lo cual,es imposible determinar la magnitud de sudesplazamiento. No se encontraron evidenciasmorfotectónicas (INGEOMINAS, 1994) de ac-tividad reciente, pero para Page (1986) la FallaTucurá es claramente activa con un grado deactividad bajo a moderado

6.1.8 Zona de Falla Murrí - Mutatá.

La zona de Falla Murrí – Mutatá fue definidapor Woodward-Clyde (1981) y Page (1986), y estáconstituida por las fallas de Murrí y Mutatá. Enla Plancha 129, se encuentra en la parte occi-dental desde el río Penderisco (H-4) hasta elCorregimiento de La Blanquita o Murrí (B-3);en la Plancha 145, se extiende desde el río Man-dé (B-5) hasta el río Chigorodó (F-3); tiene unadirección N-10°-20°W y una longitud mayorde 50 km y se prolonga fuera de las planchashacia el norte hasta el mar Caribe (Page, 1986).Afecta tanto las rocas granitoides del Batolitode Mandé como las volcánicas del ComplejoSanta Cecilia - La Equis, y marca localmente elcontacto entre ambas unidades.

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Cerca a La Blanquita, en la región del río Cha-quenodá (Plancha 129, B-2), existe una acumula-ción de depósitos cuaternarios de gran espesor,en varios niveles de terrazas y abanicos aluvia-les, que forman escarpes de 20 m de altura (Page,1986). Las relaciones topográficas indican unlevantamiento en el bloque este; localmente,rocas intensamente tectonizadas se encuentrana lo largo de la traza de la falla y las corrientesson desviadas lateralmente a la derecha. En estaregión, la superficie de erosión de la Cordille-ra Occidental está desplazada 1.500 m y levan-ta el labio oriental a través de este sistema defallas (Woodward-Clyde, 1981; Page, 1986).

Estudios de campo realizados por INGEOMI-NAS con posterioridad al sismo de marzo 19de 1987 (Parra, 1987, en INGEOMINAS, 1994)indicaron al menos 15 desplazamientos super-ficiales generados por el sismo a lo largo de lacuenca del río Chaquenodá, coincidían con latraza de esta falla, lo cual permite pensar queel sismo se originó en este sistema, lo que con-firma las evidencias de actividad planteadas porWoodward-Clyde (1981) y Page (1986).

6.1.9 Falla Murindó

La Falla Murindó está localizada en la parte oc-cidental de la Cordillera Occidental, se ubicaen el extremo SW de la Plancha 129, con direc-ción N30°W y se extiende hacia el sur a la Plan-cha 145 con una longitud aproximada, en estasplanchas, de 50 km. Su expresión morfológicase caracteriza por alineamientos débiles de zo-nas angostas de rocas deformadas, tramos cor-tos de corrientes y silletas en las laderas; lasrelaciones topográficas indican un levantamien-to del bloque occidental (Page, 1986).

La actividad sísmica que se presentó en estafalla en octubre de 1992 (Martínez et al., 1993)confirmó las características tectónicas indicadas

en trabajos anteriores (Woodward-Clyde, 1981;Sedic, 1981; Page, 1986). Esta falla presenta evi-dencias morfotectónicas moderadas a fuertes,con actividad reciente, y es considerada como«probablemente activa». Además, según Esca-llón (1994), un alto porcentaje de la sismicidadsuperficial, menos de 30 km de profundidad,registrada entre junio de 1993 y marzo de 1994,ha estado asociada a la actividad de la FallaMurindó.

Entre la zona de falla Murrí - Mutatá al este y laFalla Murindó al oeste, se presenta una depre-sión situada 300 m por debajo de la zona mon-tañosa localizada al occidente y unos 1.500 mpor debajo de las estribaciones de la CordilleraOccidental al este (Page, 1986). Según este au-tor esta característica planar es, probablemen-te, un remanente de la superficie de erosión dela Cordillera Occidental que ha descendido conrespecto a las montañas adyacentes y que esdesplazada 300 m por la Falla Murindó.

6.1.10 Fallas Río Verde - Fuemía

Estas fallas de tendencia norte sur a N25°E, hansido cartografiadas, en una longitud de 80 km,entre los municipios de Urrao (Plancha 145) alsur y Dabeiba (Plancha 114 Dabeiba) al norte;marcan el contacto entre el Basalto de El Botóny las sedimentitas del Grupo Cañasgordas.

Tienen una buena expresión morfológica en laPlancha 114 en los valles de los ríos Curadien-te y Musinga, cerca al Corregimiento de Nuti-bara, y en los cañones de la quebrada Fuemía yel río Fuemía, donde se observa como una fa-lla de vertical a ligeramente inclinada al occi-dente, con desarrollo de rocas cataclásticas enuna faja de 150 m de ancho. Las evidenciasmorfotectónicas permiten deducir que estasfallas son de desplazamiento dextral con el blo-que oriental descendido (INGEOMINAS, 1994).

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6.2 LINEAMIENTOS

Los lineamientos indicados en los mapasgeológicos de las planchas 129 y 145 han sidodefinidos a partir de fotografías aéreas y re-flejan, en su mayoría, características topográ-ficas o morfológicas debidas a cambios lito-lógicos o efectos estructurales y tectónicos.

Sobre el Batolito de Mandé y los stocksmonzodioríticos, estos lineamientos son el pro-ducto de esfuerzos tensionales durante el en-friamiento del magma, mientras que en las ro-cas estratificadas, éstos están dispuestossimétricamente con respecto a las fallas princi-pales o pueden marcar diferencias en la com-posición de las capas y se acentúan por proce-sos de meteorización y erosión diferencial.

6.3 PLEGAMIENTOS

El intenso tectonismo que afectó las rocas es-tratificadas mesozoicas impide determinar lascaracterísticas de los plegamientos regionalespresentes en el área; estas rocas presentan lo-calmente estructuras complejas con direccionesvariables que enmascaran las estructuras regio-nales. Los rumbos y buzamientos de los pla-nos de estratificación, clivaje y de los planosaxiales de los pliegues observados, por lo ge-neral, son paralelos a la dirección de la Cordi-llera Occidental, lo cual sugiere a gran escala,un plegamiento isoclinal. Los plegamientosmenores son subisoclinales y simétricos conplanos axiales paralelos a los sistemas tectóni-cos regionales.

En los niveles de limolitas y arcillolitas in-tercaladas con arenitas y wacas, el plegamien-to no produce un fracturamiento notorio,mientras que en los niveles de chert y calizacon intercalaciones arcillosas, el plegamien-to muchas veces está acompañado de budi-

namiento en las capas competentes y flujo enlas menos competentes. El plegamiento esprincipalmente isoclinal, con ejes de inclina-ción variable de subhorizontal a vertical aunen distancias cortas. La amplitud de los plie-gues menores varía entre unos pocos milí-metros (microscópicos) que se manifiestancomo sinuosidades que afectan los planos deestratificación de las limolitas y lodolitas,hasta algunos metros.

Detalles adicionales sobre las estructuras enel Grupo Cañasgordas y, en general sobre laparte norte de la Cordillera Occidental, sedescriben en los trabajos de Toussaint &Restrepo (1976), Toussaint (1978, 1996),Zuluaga & Hoyos (1978), Bourgois et al.(1982, 1985), Grösser (1989), Hoyos et al.(1990) y, aunque no se tienen estudios deta-llados de los plegamientos y estructuras re-gionales, es posible determinar las caracte-rísticas producidas por las diferentes fasestectónicas que afectaron estas rocas.

6.4 DIACLASAS

Las distintas unidades roca que afloran en es-tas planchas presentan diaclasamiento: en lasrocas ígneas plutónicas, su distribución es máso menos continua en los diferentes cuerposgranitoides, mientras que en las rocas volcáni-cas y en las estratificadas, el diaclasamiento esmás notorio e intensivo cerca a las fallas.

Las rocas plutónicas del Batolito de Mandéy de los stocks monzodioríticos presentanfracturas de tensión ortogonales producidas,probablemente, por contracción durante lasúltimas etapas de enfriamiento; estas fractu-ras facilitan el proceso de meteorización quesiguen una orientación definida y producenbloques esferoidales.

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En las rocas estratificadas, el debilitamientodireccional producido por fallamiento o porplegamientos regionales puede ser la causa deldiaclasamiento y, en este caso, las diaclasas es-tán dispuestas simétricamente con respecto alas fallas o zonas de falla, lo cual indica unarelación genética fallamiento – diaclasamiento,aunque no necesariamente los dos eventos seancontemporáneos (Billings, 1972).

El diagrama de rosas de la Figura 18 se cons-truyó con 324 diaclasas; la mayor concentraciónde diaclasas tiene una dirección N10°W, quefluctúa entre N70°E y N60°W; esta distribuciónindica una posible relación entre el diaclasa-miento y las fallas con tendencia regional alnoroeste que caracteriza la Cordillera Occiden-tal en su sector septentrional

6.5 CLIVAJE POR CIZALLADURA

Las rocas sedimentarias del Grupo Cañasgor-das, especialmente las menos competentes,cuando están interestratificadas con nivelescompetentes, presentan un plano de clivaje S1

que corta la estratificación S0 ; éste clivaje esproducto de evento de cizallamiento regionalposterior a la sedimentación y que da como

resultado rocas de apariencia metamórfica y secaracteriza por plegamientos asimétricos y mi-croplegamientos en V (chevrón) con y sin frac-tura del plano axial y una orientación prefe-rencial.

Los diferentes tipos de rocas relacionadas a lossistemas de fallas y fallas que se encuentran enestas planchas presentan localmente estructu-ras laminares similares a las producidas pormetamorfismo regional. La dirección predomi-nante de esta foliación concuerda con la ten-dencia regional de los sistemas de fallas derumbo.

6.6 FOLIACIÓN DINÁMICA(CATACLÁSTICA)

La foliación dinámica puede observarse tantoa nivel de afloramiento como en sección delga-da; está definida por la tendencia del materialfinogranular a acumularse en capas delgadasde tono oscuro de lustre sedoso, separadas pormaterial más grueso que ha sufrido granula-ción. En las rocas diabásicas y tobas, puedeproducir un bandeo composicional, marcadopor capas verdosas ricas en máficos y grisesoscuras con feldespatos saussuritizados.

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7. GEOLOGÍA ECONÓMICA

yos resultados han permitido definir zonas deinterés con base en las anomalías detectadas.Entre estos trabajos se pueden mencionar lossiguientes:

� Transectas de geoquímica regional en la Cor-dillera Occidental llevadas a cabo en 1969 (Ál-varez, 1971 a, b); cubren algunos de los ríoslocalizados en la parte occidental de las plan-chas (Figura 19) y permitieron definir anoma-lías de interés como blancos de exploraciónsemidetallada en Mandé y Pantanos.

� Exploración geoquímica semidetallada enel Área de Pantanos - Pegadorcito (Plancha 129.A, B-1, Figura19) para evaluar anomalías de Cu- Mo relacionadas a la facies porfídica delBatolito de Mandé (Ramírez et al., 1979).

� Exploración geoquímica regional en la par-te oriental de las planchas 129 y 145 (Figura 19)como parte del levantamiento geológico y pros-pección geoquímica del Cuadrángulo I-7, Urraoy cuyos resultados se encuentran en el informede Álvarez & González (1978).

Estudio geoquímico de las mineralizaciones desulfuros en el páramo de Frontino (Álvarez &Zuluaga, 1983), basado en muestras de roca,sedimentos activos y algunos perfiles de sue-los; en este estudio se definieron algunas ano-malías significativas para Cu y Zn relaciona-das a filones en la parte alta del páramo y alcontacto ígneo - sedimentario en la parte su-reste del mismo.

Evaluación y prefactibilidad económica delÁrea Pantanos - Pegadorcito, donde se efectuóun muestreo geoquímico detallado comple-

La probabilidad de éxito para encontrar depósi-tos minerales depende, en gran parte, del nivelde detalle de la cartografía geológica y, por lo tanto,su conocimiento e interpretación son fundamenta-les para la evaluación de las posibilidades mine-ras del área. En las planchas 129 Cañasgordas y145 Urrao aparecen diferentes tipos de rocasígneas plutónicas y volcánicas, y rocas sedimen-tarias de ambientes oceánicos; cada litologíaconstituye un ambiente geológico particular en elcual puede aparecer cierto tipo de depósitos.

Conjuntamente con la cartografía geológica, y através de programas específicos de exploración, seefectuaron muestreos geoquímicos regionales ydetallados con base en sedimentos activos y cuyosresultados pueden complementar la informaciónnecesaria para elaborar un programa de exploraciónen el área con un menor riesgo de inversión.

Además, se efectuaron visitas a mineralizacio-nes conocidas con el fin de determinar sus ca-racterísticas y establecer parámetros que per-mitan fijar criterios para exploración en áreascon litología y estructuras similares.

La evaluación de los recursos minerales en elárea y las perspectivas de encontrar nuevosdepósitos de interés económico en ella se haceteniendo en cuenta las características y resulta-dos de la exploración geoquímica efectuada, delas mineralizaciones conocidas y de los ambien-tes geológicos y estructurales encontrados.

7.1 GEOQUÍMICA

Diversos programas de exploración geoquími-ca se han efectuado en el área (Figura 19), cu-

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mentado con levantamientos geofísicos y unprograma de perforaciones que permitió defi-nir las zonas de alteración hidrotermal y demayor concentración de Cu-Mo. Este trabajo seefectuó mediante un convenio entre ECOMI-NAS (hoy MINERCOL) e INGEOMINAS y susresultados aparecen en el informe de Álvarezet al. (1984).

Levantamientos geoquímicos del flanco oestede la Cordillera Occidental, entre el río Murríal norte (Plancha 128 Río Murrí) y el río Atratoal sur (Plancha 164 Quibdó) y, aunque en granparte se encuentra fuera del área de este infor-me, cubrió el borde occidental de ésta localiza-do sobre el Batolito de Mandé.

Los resultados de los diferentes trabajos men-cionados de exploración o evaluacióngeoquímica muestran anomalías significativaspara Au-Ag, Cu-Mo y, en menor proporciónpara elementos básicos (Pb-Zn) asociadas a lasrocas granitoides del Batolito Mandé o a susfacies porfídicas, a los stocks monzodioríticosdel Cerro y Páramo de Frontino, La Horquetay Mogarrocho y sus aureolas de contacto; eneste caso, las anomalías coinciden conmineralizaciones filonianas de origenhidrotermal, pero, además, permitan determi-nar asociaciones elementales que son de inte-rés para la búsqueda de yacimientos de carac-terísticas similares.

7.2 MINERALIZACIONES

Los recursos minerales de interés en estas plan-chas están restringidos, en gran parte, amineralizaciones filonianas y depósitosaluviales de oro y plata (Figura 20); solucioneshidrotermales afectaron los stocksmonzodioríticos de la parte centro este de laPlancha 129 y produjeron mineralizaciones deinterés económico, algunas de las cuales se ex-

plotan formados a lo largo de las corrientes quedrenan estos stocks, y han sido explotadosesporádicamente y de una manera artesanal.

Las minas en explotación actualmente y algu-nas abandonadas, pero que fueron notorias porsu producción, han sido visitadas en los últi-mos años y se cuenta con suficiente informa-ción para una evaluación de sus características(Álvarez & González, 1978; Rodríguez & Pernet,1983; Álvarez & Salinas, 1994) y a ellas se hacemención al tratar los diferentes stockscartografiados; además, debe destacarse elprospecto de Cu-Mo de Pantanos (Álvarez etal., 1984) y las mineralizaciones de sulfuros delpáramo de Frontino (Álvarez & Zuluaga, 1983).Afloramientos pequeños de calizas del GrupoCañasgordas, Miembro Nutibara, localizadosen la parte centro oeste de las planchas, han sidoexplotados artesanalmente para la producciónde cal agrícola. Existen, además, algunas explo-taciones de canteras, especialmente a lo largode carreteras y carreteables de donde se obtie-nen agregados para el afirmado y sostenimientode las mismas.

Asociados a las rocas ultramáficas de La Cris-talina (Plancha 145, F-7), existen cuerpos dedunita relativamente frescos que han sido ex-plotados esporádicamente para la obtención dearenas olivínicas utilizadas en la industria si-derúrgica.

7.2.1 Oro y plata

La explotación de oro, y de plata comosubproducto, ha estado íntimamente ligada aldesarrollo de la minería en Antioquia y a lahistoria de la colonización del puebloantioqueño. Los principales centros de produc-ción en el área son (Álvarez & González, 1978;Rodríguez & Pernet, 1983):

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� Área del cerro de Frontino (Plancha 129, B,C-9).

� Área del Stock de Morrogacho (Plancha 129,B-11,12; C-11).

� Zona del Stock de La Horqueta (Plancha129, E-7).

� Área del páramo de Frontino (Plancha 129,G, H-9, H-10,11).

Cerro de Frontino

El cerro Frontino está constituido por rocasmonzoníticas a dioritas con facies de borde quemuestran efectos de asimilación y una aureolade contacto con desarrollo de cornubianitas degrado medio de metamorfismo.

Son comunes en el stock venas y diques decuarzo y feldespatos que rellenan fracturas, tan-to en el cuerpo plutónico como en la roca enca-jante, y que en algunos sitios constituyen esto-vercas como en la quebrada La Blanquita (C-9)que son probablemente de origen hidrotermal ya las cuales se encuentran asociadas calcopirita,pirita, pirrotina, covelina y oro.

Las explotaciones mineras, tanto hoy como enel pasado, se han fundamentado en la obten-ción del oro, y de la plata como subproducto,no obstante que en varios sitios, quebrada ElCarmen (B-9), existen concentraciones altas desulfuros de cobre. El aprovechamiento de es-tos sulfuros es uno de los objetivos de la plan-ta de beneficio instalada por el Departamentode Antioquia, con la colaboración del gobier-no canadiense, en el Municipio de Frontino.

Las paragénesis encontradas en las mineraliza-ciones indican un origen mesotermal (Park &McDiarmid, 1970) formadas a temperaturas

entre 200 y 300°C y presión de soluciones mo-derada.

En este sector, la mina más importante es elCerro o San Diego; existen, además, en cerca-nías de la mina, unas 20 explotaciones sobrefilones paralelos trabajados en varios nivelescon diferentes nombres.

La mineralización está relacionada con proce-sos hidrotermales de temperatura media, pre-dominantemente a lo largo de fisuras con di-rección E-W con buzamiento al sur, que cons-tituyen filones de cuarzo lechoso con sulfuros:pirita, calcopirita y oro libre. Localmente seobserva bornita, calcosina, pirrotina y, en algu-nas venas, la mineralización está constituida pormolibdenita y oro libre en ganga de calcita.

Hacia las cabeceras del río Carauta (A-8), estánlocalizadas varias minas explotadas ocasional-mente, entre las cuales se encuentran La Fortu-na, El Pollo, San Francisco, El Rocío, El Santia-go y El Caimán (Rodríguez & Pernet, 1983). Losfilones tienen dirección E-W con buzamientosfuertes hacia el sur y localmente verticales; lamineralización está constituida por pirita,arsenopirita, bornita y galena en ganga de cuar-zo y calcita.

En la quebrada La Mina (C-9), al noreste deAbriaquí, se encuentra la mina Piedras sobreun filón de dirección N70°W y buzamiento60°SW, constituido por pirita, calcopirita,bornita y galena en ganga de cuarzo y calcita

Área de Morrogacho

Al noreste de Abriaquí y en la parte periféricadel stock monzodiorítico de Morrogacho (B-11, 12; C-11, 12) y al norte de éste, se encuen-tran numerosas neomineralizaciones explo-tadas ocasionalmente y en la mayoría de loscasos de una manera rudimentaria.

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Al noreste del intrusivo, hacia las cabeceras dela quebrada Santa Teresa (B-11), se encuentranlas minas El Socorro, La Petaca, Santa Helena,La Magdalena y Romperropa donde se hanexplotado filones encajados en el cuerpo intru-sivo y en la zona de contacto (Álvarez & Gon-zález, 1978; Rodríguez & Pernet, 1983). Haciala cota 1.950, y sobre la misma cuenca, se en-cuentran las minas Sulema, San José, San An-tonio, Monte Cristo y Los Anteojos, que explo-tan filones localizados en cornubianitas de laaureola de contacto.

En el primer grupo de minas, la mineralizaciónestá constituida por pirita, calcopirita, pirroti-na, bornita y blenda en filones de dirección E-Wcon buzamiento variable al norte; la mina másimportante en esta área es El Socorro. El segun-do grupo de filones tiene dirección N60°W ybuzamientos al norte, localmente verticales, yla mineralización está constituida por calcopiri-ta, pirita y pirrotina en ganga de cuarzo.

En el borde este y noreste del cuerpo de Mo-rrogacho, las mineralizaciones están relaciona-das a la aureola de contacto; los filones tienendirección N30°-40°E y son verticales, y estánconstituidos por pirita y calcopirita en gangade cuarzo. Las minas localizadas en esta áreason: El Duque-Caro, El Abejorro, Apucarco, ElZarcero, La Primavera, Pizarro, La Esperanza,El Porvenir, El Guamo, Timotea y La Unión;estas minas se han trabajado esporádicamentey, por lo general, de una manera artesanal.

Área de La Horqueta

La mineralización en el área de La Horquetaestá relacionada al stock monzodiorítico de LaHorqueta y se presenta en filones de espesorvariable, con dirección predominante E-W ybuzamientos verticales, donde solucioneshidrotermales depositaron calcopirita, pirita ypirrotina en ganga de cuarzo y escasa calcita.

La mina principal es La Horqueta (E- 7), explo-tada desde hace más de 30 años, aunque su ex-plotación no ha sido continua y es pocotecnificada.

Área del Páramo de Frontino

El páramo de Frontino es conocido tambiéncomo Morro de Urrao, se encuentra localizadaen la parte sureste de la Plancha 129 (G-10, H-9,10, 11) y de la Plancha 145 (A-10, 11) y en ella sehan efectuado algunos trabajos de explotacióny exploración (Álvarez & Zuluaga, 1983) enmineralizaciones relacionadas a filones, de es-pesor variable, con dirección entre N10°WN30°W donde la paragénesis primaria estáconstituida por pirita, calcopirita, tetrahedrita,esfalerita y galena; estos minerales se encuen-tran en venas, diseminados, en proporcionesvariables, como relleno de fisuras y, ocasional-mente, en brechas.

Las texturas observadas, tanto en los mine-rales metálicos como en la ganga, incluyenrelleno de cavidades en forma de drusas, ban-deamiento por deposición coloidal y en pa-nal, indicativas de sistemas hidrotermalesde baja presión confinante y característi-cas de depósitos hidrotermales (Park & Mc-Diarmid, 1970).

El contenido de oro y plata es bajo (Álvarez &Zuluaga, 1983; Rodríguez & Pernet, 1983) y porello, la mayoría de las minas que se han traba-jado en el área lo han sido de una manera oca-sional y rudimentaria, y hoy en día se encuen-tran abandonadas.

Existen en el área anomalías geoquímicas paraCu-Pb-Zn, relacionadas tanto a la zona de di-ques mineralizados que afloran en la parte altadel cerro como al contacto intrusivo con lassedimentitas en la parte sureste (Plancha 129,H-11).

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Para Álvarez & Zuluaga (1983), las mineraliza-ciones en esta área son de tipo filoniano y des-cartan la posible existencia de un sistema depórfido cuprífero relacionado con el nivel ac-tual de erosión, aunque por las característicastexturales y composicionales de las rocas y elambiente volcanogénico en que éstas se forma-ron, es posible que pueda existir un pórfidocuprífero a profundidad del cual, en la actuali-dad sólo se observan las características de laparte externa del sistema. Desde el punto devista del contenido de oro y plata en las mine-ralizaciones estudiadas por estos autores, noexiste atractivo económico que justifique tra-bajos posteriores.

7.2.2 Otras mineralizaciones

Como se ha mencionado anteriormente, la mi-nería en el área de las planchas 129 y 145 estárelacionada a la explotación del oro, y de laplata como subproducto, pero es de anotar quela mayoría de las mineralizaciones conocidas yrelacionadas a los stocks monzodioríticos, pre-sentan cantidades importantes de sulfuros deelementos básicos (Pb-Zn-Cu), cuya recupera-ción podría representar un valor económicoadicional importante para los mineros de laregión y aun hacer rentable explotaciones mar-ginales.

La Secretaría de Minas del Departamento deAntioquia, con la colaboración del gobierno ca-nadiense, efectuó un estudio de lasmineralizaciones en el área de Frontino -Abriaquí y de las colas resultantes en las ex-plotaciones existentes, con el fin de instalar unaplanta de beneficio que permita recuperar losmetales asociados al oro y a la plata y que, porlo general, no han sido aprovechados. La Coo-perativa de Mineros de Frontino ha sido la en-tidad encargada de promover y manejar el pro-yecto para recuperar el material de las diferen-

tes minas y efectuar su posterior beneficio. Losresultados hasta ahora obtenidos son satisfac-torios, y se ha logrado un mayor aprovecha-miento del material y un incremento en el va-lor recuperado.

Prospecto Pantanos - Pegadorcito

El prospecto Pantanos - Pegadorcito de Cu-Mose encuentra localizado en el extremo norocci-dental de la Plancha 129 y cubre, adicionalmen-te, parte de la Plancha 128 Río Murrí; fue en-contrado durante los trabajos de geología ygeoquímica regional efectuados por IN-GEOMINAS en 1970 (Álvarez, 1971 a, b) y, pos-teriormente, evaluado hasta nivel de justifica-ción de prefactibilidad económica (Ramírez etal.; 1979; Álvarez et al., 1984).

La mineralización de Cu-Mo está asociada acuerpos pequeños de pórfidos cuarzodioríticosa dacíticos, relacionados genéticamente alBatolito de Mandé e interpretados como unafacies subvolcánica tardía durante su emplaza-miento a niveles corticales superiores. Estamineralización ocurre diseminada y asociadaa fracturas y planos de cizalladura, con un li-gero incremento hacia las zonas de mayorfracturamiento; localmente se observan filonesde cuarzo mineralizados con pirita y calcopirita.

Los sulfuros primarios constituyen, en prome-dio, el 1% en volumen de la roca y en orden deabundancia son: pirita, calcopirita, bornita ymagnetita con trazas de molibdenita, y comominerales accesorios se presentan malaquita,crisocola y azurita (Ramírez et al., 1979).

La mayor parte del área presenta alteraciónpropílica, con bajos contenidos de Cu, e inter-namente a ella se desarrolla una zona de altera-ción fílica donde se encuentran los mayoresvalores en Cu y Mo (Álvarez et al., 1984), y queen profundidad pasa a una zona potásica. La

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mineralización es hipogénica, y las zonas deli-mitadas por los distintos métodos (geoquímica,geología y geofísica) tienen una estrecha corre-lación espacial (Álvarez et al., 1984).

Las reservas calculadas en el trabajo de justifi-cación de la prefactibilidad económica (Álvarezet al., 1984), y las condiciones del mercado deminerales, hacen que actualmente no se justifi-quen nuevos estudios o continuar un progra-ma de perforaciones en este prospecto.

7.3 DEPÓSITOS MINERALES NOMETÁLICOS

Los recursos minerales no metálicos en el áreade las planchas 129 Cañasgordas y 145 Urraoson actualmente poco conocidos y de escasaimportancia económica, y están representadospor calizas, materiales de construcción y arci-llas; su explotación depende de su localizacióncon respecto a las cabeceras municipales o si-tios de empleo.

7.3.1 Calizas

En la parte central de las planchas se encuen-tran rocas calcáreas del Grupo Cañasgordas,que han sido explotadas esporádicamente y demanera artesanal para la obtención de cal agrí-cola, utilizada en labores locales de adecuaciónde tierras; en un bajo porcentaje se ofrece en lascabeceras municipales debido, ante todo, a loselevados costos de transporte en la región.

Los estratos calcáreos explotados se puedenseguir a lo largo del rumbo por un gran tramo,gracias a su continuidad, pero su explotaciónes muy localizada y aprovecha, en la mayoríade los casos, zonas de mayor pendiente o de-rrumbes debido a las facilidades para obtenerlos bloques de caliza.

7.3.2 Materiales de construcción

A lo largo de las carreteras o carreteables quecruzan estas planchas, existen algunas canterasde las cuales se extrae material para el afirma-do de las vías. Además, se extrae material derío para rellenos de terraplén y agregados paraconcretos utilizados en la industria de la cons-trucción en los municipios de Frontino, Cañas-gordas, Abriaquí y Urrao.

7.3.3 Arcillas

Como resultado de la meteorización de algu-nas rocas arcillo arenosas del Grupo Cañasgor-das, se formaron arcillas que se utilizan para lafabricación de ladrillos y tejas a pequeña esca-la. Las explotaciones están localizadas en losalrededores de Abriaquí (Plancha 129, C-11),al sur de Frontino (Plancha 129, A-9, B-9), deCañasgordas (Plancha 129, A-12) y de Urrao(Plancha 145, B, C-9), para ser utilizadas en elmercado local de los materiales de construc-ción. Son explotaciones artesanales y familia-res donde no se ejerce control de calidad ni dela materia prima ni en el producto final.

7.4 AMBIENTES GEOLÓGICOS DE LOSYACIMIENTOS MINERALES Y

POTENCIAL MINERO DE LA REGIÓN

La escuela del uniformitarianismo considera losdepósitos minerales descritos en diferentes si-tuaciones tectónicas, como representativos deltipo de depósito que es posible encontrar enun área cuya evolución tectónica en el pasadofue similar. Por lo tanto, la evaluación del po-tencial minero en la región debe considerar lalitología allí existente y los ambientes tectónicosen que éstas fueron generadas. Las característi-cas limitan la factibilidad de encontrar una nue-va mineralización, ya que la concentración eco-

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nómica de un elemento dado dependerá de losprocesos formadores de la roca y de las condi-ciones tectónicas que permitieron su emplaza-miento a los niveles actuales de exposición.

Los levantamientos geológicos han permitidodelimitar las diferentes litologías presentes, sugénesis y ambiente geotectónico; mientras quela prospección geoquímica y el estudio y ca-racterización de las mineralizaciones existen-tes, permitieron reconocer la presencia de va-lores anómalos de elementos de interés econó-mico relacionados a las diferentes litologías yambientes favorables para las formaciones deyacimientos minerales. Para el área de estasplanchas se tendrían los siguientes ambientesfavorables:

Generación de corteza oceánica. Grupo Cañas-gordas, rocas volcánicas básicas de La Clara -Río Calle (Basaltos de Uramita) y rocas volcá-nicas del Complejo Santa Cecilia - La Equis.

Desarrollo de arcos magmáticos asociados amárgenes continentales. Batolito de Mandé yfacies porfídicas asociadas, y stocks monzodio-ríticos.

Durante la generación de corteza oceánica, sepueden formar depósitos por procesos hidró-genos e hidrotermales que concentran los me-tales en las lavas y sedimentos del fondo oceá-nico, o por procesos volcánicos y magmáticos.La corteza generada en cuencas marginales seforma a partir del manto hidratado que supra-yace una placa que subduce; durante la sub-ducción se producen fenómenos de hidratacióny metasomatismo por los sistemas hidroterma-les que concentraron oro en venas y filones,asociados tanto al intrusivo como a las rocasencajantes del Grupo Cañasgordas. Estos cuer-pos, y los de características similares, son unblanco de exploración importante para el futu-ro desarrollo de la región.

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8. AMENAZAS GEOLÓGICAS

en la zona de subducción una fuente sismogé-nica activa, cercana al área considerada en estetrabajo, en la cual se han producido sismosnotables por su capacidad de destrucción.

Deslizamientos de las vertientes producidaspor una serie compleja de factores tales como:fracturamiento de las unidades litológicas, lon-gitud y pendiente de las vertientes, intensidadde las lluvias y tipo de cubierta vegetal.

Avenidas torrenciales producidas por una com-binación de factores tales como: característicasgeológico estructurales de las cuencas, intensi-dad de las lluvias, deforestación y modifica-ción de cauces por obras civiles o asentamien-tos humanos, entre otros.

Las pendientes empinadas, alto grado de me-teorización y el uso inadecuado del terreno sonfactores que inciden en la desestabilización deladeras. Las temporadas invernales afectan, conmayor intensidad, las áreas próximas a los cen-tros urbanos donde este fenómeno está másacentuado.

La erosión de los suelos, que aunque no es unevento catastrófico, tiene consecuencias econó-micas y ambientales a largo plazo en una re-gión que es esencialmente agrícola.

En la Tabla 15 se sintetizan las principales ame-nazas geológicas en el área de las planchas 129y145, especialmente en las cabeceras municipa-les allí localizadas. Las características de lasprincipales amenazas geológicas se resumen acontinuación.

La zona de las planchas 129 y145, por suscaracterísticas geológicas y localización geográ-fica, está sometida en diferentes grados, a ame-nazas de origen geológico que pueden impli-car riesgos de importancia, especialmente enlas cabeceras municipales debido a la mayorconcentración de población y a la existencia de in-fraestructura básica para su supervivencia. Las ca-racterísticas geológicas son un rasgo relacionadoa la evolución del occidente colombiano, aso-ciado a un límite convergente de placas, lo cualtiene como resultado la formación de numerosasfallas y el consecuente desarrollo de zonas de de-bilidad que causan inestabilidad en las laderas.La localización geográfica controla las condicio-nes climáticas (zona ecuatorial) y fisiográficas.

La AMENAZA GEOLÓGICA es una medidade la probabilidad de exceder un nivel de ocu-rrencia de un evento geológico con una ciertaintensidad, en un sitio determinado, y en unperíodo de tiempo dado, mientras que el RIES-GO GEOLÓGICO es una medida de la proba-bilidad de exceder un nivel de consecuenciaseconómicas, sociales y técnicas en un sitio y enun período de tiempo determinados, debido aun evento que tenga relación con la geología yel cual puede reducirse o mitigarse, puesto queno sólo depende de la amenaza geológica, sinode la vulnerabilidad del elemento o de los ele-mentos expuestos (UNDRO, 1979; Varnes,1984). En estas planchas y, en general, para elnoroccidente del Departamento de Antioquia,las amenazas geológicas pueden resumirse así:

La interacción en el occidente colombiano delas placas Caribe, Suramérica y Nazca genera

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8.1 AMENAZA SÍSMICA

En el área de las planchas 129 y 145 se ha regis-trado un gran número de sismos históricos deconsecuencias catastróficas por su alta capacidadde destrucción, que han afectado las cabecerasmunicipales localizadas en ellas (Tabla 15). Suubicación está relacionada al sistema de fallasMurindó y de las fallas cerca a la Costa Pacífi-ca. Tanto la actividad sísmica histórica(Woodward-Clyde, 1981; Sogreah, 1983), comolas evidencias morfológicas de actividadneotectónica (Page, 1986; INGEOMINAS,1994),indican que ésta es una región de fuertesismicidad donde es posible esperar sismos demagnitud entre moderada y fuerte.

En las planchas se pueden considerar dos «sis-temas» de fallas con evidencias de actividadgeotectónica, pero con diferentes grados deactividad: Murindó y Murrí – Mutatá, San Ru-perto - Herradura y Abriaquí. Las fallas delprimer sistema son probablemente las dos sis-mosfuentes corticales más importantes en lazona occidental de Colombia, a la de Murindóse asocia la sismicidad de octubre de 1992 (Mar-tínez et al., 1993), seguida de una gran cantidadde sismos de menor magnitud, pero que defi-nen claramente la Falla Murindó como origen(INGEOMINAS, 1994; Escallón, 1994); las fallas

Murrí - Mutatá son el origen al menos del sismode marzo 19 de 1987 (INGEOMINAS, 1994).

Las fallas de la zona oriental de las planchastienen evidencias confiables de actividad re-ciente (Álvarez & González, 1978; Page, 1986;INGEOMINAS, 1994), lo mismo sucede con lasfallas de Cañasgordas y Abriaquí (Woodward-Clyde, 1981), pero estas estructuras tienen unatendencia diferente al tren predominante en lacordillera, razón por la cual se distinguen delas otras fallas en las planchas.

Otras sismofuentes de importancia regionalestán localizadas al occidente y noroccidente dela Plancha 129, hacia la región del Pacífico y elDarién (INGEOMINAS, 1994). El nivel de co-nocimiento de la amenaza sísmica del occiden-te colombiano es aún deficiente y es necesariocomplementar los estudios sobre la actividadneotectónica de las principales fallas corticalesy ampliar la instrumentación sismológica parapoder conocer, con el detalle requerido, lasismicidad local y e implementar los estudiosde riesgo, al menos para las cabeceras munici-pales, teniendo en cuenta, además, que la res-puesta de un lugar dado a un sismo, dependeen gran parte de las condiciones geológicas yde los suelos subyacentes a la superficie delterreno.

MUNICIPIO

AV. TORRENCIALES

INUNDACIONES

DESLIZAMIENTOS

SISMOS

CAÑASGORDAS

5

2

7

-

ABRIAQUÍ

-

1

10

1

URRAO

7

3

3

2

FRONTINO

4

-

20

3

Fuente: INGEOMINAS, 1998. Período comprendido entre 1926 y 1997.

Tabla 15. Amenazas geológicas que han afectado las cabeceras municipales localizadas en lasplanchas 129 y 145.

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8.2 AMENAZA POR MOVIMIENTO ENMASA

Evidencias de movimientos antiguos y desli-zamientos activos se encuentran a lo largo detoda el área de las planchas, y evidencian la altaprobabilidad de que se presenten este tipo deeventos con consecuencias desconocidas parala población y obras civiles, especialmente en lascabeceras municipales. El área se caracteriza porser montañosa con pendientes pronunciadas yvalles profundos, lo cual la hace propicia a di-ferentes tipos de movimientos en masa, muchomás probables donde la litología está constitui-da por rocas friables y estratificadas, o por mate-riales volcánicos con diferente grado de cohesión,y aumenta su magnitud cuando se tienen zonascon perfiles de meteorización profundos, defo-restación intensa de las vertientes e intensasprecipitaciones durante los períodos húmedos.

En las cabeceras municipales o a lo largo de lasvías de acceso, este fenómeno se ve agravadopor la construcción, en zonas de ladera, de obrasde infraestructura y de viviendas con banqueo.En la Tabla 15 se indican los eventos de estanaturaleza que han afectado las cabeceras mu-nicipales.

8.3 AMENAZA POR AVENIDASTORRENCIALES

Aunque en muchas de las corrientes que dre-nan el área se observaron evidencias de anti-guas avenidas torrenciales, se considera queeste tipo de eventos representan una amenazapotencial cuando las corrientes atraviesan cen-tros poblados o hay obras de infraestructuralocalizadas en la proximidad de los cauces.Debido a la falta de información histórica noes posible determinar su período de recurren-cia, pero se considera probable su ocurrenciadebido a los altos gradientes de los cauces cer-

ca a Cañasgordas, Abriaquí, La Blanquita, Fron-tino, Urrao y Encarnación y a la gran dimen-sión de las cuencas de los ríos Cañasgordas,Herradura, El Cerro, Chaquenodá, Pabón,Urrao y Encarnación, y al avanzado estado dedeforestación a que han sido sometidas estascuencas. Es de anotar que en este caso sólo sehan considerado las corrientes que pueden afec-tar las zonas con mayor densidad de población.Muchas de las quebradas que desembocan a losríos principales han formado, a lo largo del tiem-po, abanicos aluviales de diverso tamaño, comoresultado de repetidas avenidas torrenciales demenor magnitud a los eventos presentados enel río principal. Este fenómeno es más evidenteen el río Cañasgordas en su recorrido por la zonaurbana, donde aún es posible observar las con-secuencias del flujo de la quebrada Tabaqueroocurrido en septiembre 13 de 1988 (Tabla 15).

Las avenidas torrenciales del río Cañasgordasy algunos de sus afluentes, han afectado histó-ricamente tanto la parte urbana y semiurbanadel Municipio de Cañasgordas como algunasde las veredas localizadas hacia el eje de la Cor-dillera Occidental. Este río se origina en variasquebradas que nacen en el eje de la cordillera yentre su nacimiento y el casco urbano tiene unaforma alargada en dirección norte sur, con des-nivel de unos 1.000 m en una distancia hori-zontal de 3 km, lo cual origina un río congradiente promedio alto y que adicionalmenteha estado sometido a una intensa deforestación,lo cual incide en el comportamiento torrencialde esta corriente y acentúa la amenaza poten-cial sobre el área (Caballero, 1990).

8.4 EROSIÓN DE SUELOS

Aunque la erosión en sí no es un proceso ca-tastrófico, puede llegar a tener a mediano y lar-go plazo consecuencias perjudiciales en regio-nes de economía esencialmente agrícola como

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la de esta región. En las fotografías aéreas sepueden observar zonas afectadas por procesosde reptación debido a la profundameteorización, la deforestación, las altas pen-dientes y el sobrepastoreo. Igualmente se ob-servan zonas afectadas por erosión laminar ylineal, esta última relacionada a las caminos deherradura. El adecuado manejo y planificacióndel uso del suelo pueden minimizar los efec-tos de este proceso, cuyas consecuencias en elmediano y largo plazo deben ser evaluadas.

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9. EVOLUCIÓNGEOLÓGICA

A finales del Cretácico temprano termina laapertura del Protocaribe, y con la entrada encuña entre Norteamérica y Suramérica de laparte oriental de la Placa Farallón y su poste-rior fragmentación, se formó, al suroeste delProtocaribe, un nuevo dominio, el Caribe, ro-deado por zonas de subducción a partir de lascuales se formaron las Antillas (Dercourt et al.,1985; Fourcade et al., 1991). Al mismo tiempose desarrollaron dorsales de expansión, y seinició la separación de las placas Pacífico, Fa-rallón y Phoenix (Duncan & Hargraves, 1984).Larson (1995) considera que a mediados delCretácico se formó una superpluma en la basedel manto que ascendió hacia la superficie, seemplazó en el Pacífico Occidental y, como con-secuencia, se formaron puntos calientes, entreellos el de Galápagos, a partir de los cuales segeneraron grandes volúmenes de materialbasáltico que se acumularon sobre la cortezaoceánica y luego fueron transportados hacia laszonas de subducción y colisión.

Durante el Cretácico tardío, el desplazamientode las Antillas produjo un movimiento dextralde Suramérica con relación al Caribe que per-mitió la acreción de corteza oceánica, Forma-ción Barroso, al borde del continente y el desa-rrollo posterior de un magmatismocalcoalcalino, Batolito de Sabanalarga. Duran-te este mismo período, se produjo la mayorparte del plateau del Caribe como consecuenciade un vulcanismo intraplaca (Schlanger et al.,1981); esta provincia se acercó a la margen con-tinental desde el suroeste como consecuenciadel desplazamiento de la Placa de Farallón(Duncan & Hargraves, 1984). La distancia conrespecto al borde continental no es conocida y

La historia geológica de la región comprendi-da en las planchas 129 Cañasgordas y 145 Urraoestá enmarcada dentro de la evolución del sec-tor septentrional de la Región Andina y en es-pecial de la Cordillera Occidental. Los trabajosefectuados durante los últimos años, conside-ran esta región como parte del occidente co-lombiano, para el cual se plantean diferentesmodelos evolutivos con base en la tectónica deterrenos (Estrada, 1972; Etayo et al., 1983;Toussaint & Restrepo, 1987; Restrepo &Toussaint, 1988; Duque-Caro, 1990; Nivia, 1993,1998; Estrada, 1995) y aunque éstos difieren ensus límites, estilo estructural y estratigrafía,todos coinciden en considerar el occidente co-lombiano como constituido por litosferaoceánica cretácica separado del oriente colom-biano, de afinidad continental, por un sistematectónico denominado Cauca - Romeral.

Los modelos sobre la posición de las placas queactuaron sobre el borde occidental deSuramérica durante el Cretácico, aunque difie-ren en aspectos locales, muestran tendenciasgenerales que permiten reconstruir la evoluciónde esta área a partir de este momento (Duncan& Hargraves, 1984; Dercourt et al., 1985; Stephanet al., 1990).

A finales del Jurásico, la apertura del OcéanoAtlántico Norte permitió la separación de Eu-ropa y Norteamérica; esta apertura afectó elborde noroccidental de Suramérica (Región delCaribe), y permitió que los terrenos Maya yChortis se separaran de este borde y, como con-secuencia de ésta, la formación de un dominiooceánico al occidente del oriente colombiano(Dercourt et al., 1985; Stephan et al., 1990).

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Etayo et al. (1982) consideran que estaban rela-tivamente próximos debido a la abundancia derocas sedimentarias silíceas y clastos de origencontinental. Sin embargo, Nivia (en prepara-ción, en Nivia, 1998), sugiere que estas rocascorresponden a depósitos posteriores acumu-lados en el talud continental, desarrolladosdurante la formación de un complejoacrecionario.

Durante el Paleógeno, la Placa Caribe estuvobordeada, al suroccidente, por un arco produc-to de una nueva zona de subducción (Toussaint,1996): el plateau acrecionado bloqueó la zonade subducción y la Placa Farallón fue forzadaa hundirse por debajo de él en su lado oceáni-co, lo que dio origen a la nueva zona desubducción (Nivia, 1998). A partir de la acreciónde la nueva corteza oceánica al bordenoroccidental del Suramérica, éste evolucionacomo una margen continental activa donde sedesarrollan simultáneamente una cuenca defrente de arco y procesos magmáticos

Entre el final del Cretácico tardío (80 Ma) y elcomienzo del Neógeno (25 Ma), la Placa Cari-be, formada al este de la Placa Farallón, y latriple unión: Caribe-Suramérica-Farallón, con-trolaron la evolución tectónica del norte deSuramérica (Duncan & Hargraves, 1984). SegúnPilger (1983) y Duncan & Hargraves (1984), hace25 Ma hubo una reorientación en el movimien-to relativo de las placas Caribe y Suramérica,debido al rompimiento de la Placa Farallón enlas placas Nazca y Cocos; este evento coincidecon la iniciación de la Orogenia Andina.

El área de trabajo se encuentra localizada sobrela zona axial de la Cordillera Occidental en losterrenos: Cañasgordas (Etayo et al., 1983), Ca-lima y Cuna (Toussaint & Restrepo, 1987;Restrepo & Toussaint, 1988, Toussaint, 1991),Cordillera Occidental y Chocó (Estrada, 1995);en el Bloque Chocó (Duque-Caro, 1990) y en la

Provincia Litosférica Oceánica Cretácica Occi-dental-PLOCO (Nivia, 1993, 1998). Todos estosterrenos están localizados al occidente del sis-tema tectónico Cauca – Romeral que marca ellímite entre los dominios oceánico al occidentey continental al oriente, en el territorio colom-biano.

Las rocas más antiguas en la región correspon-den a los Basaltos de La Clara - Río Calle, uni-dad esencialmente volcánica con algunos nive-les de piroclastitas y sedimentitas intercaladas,que pueden correlacionarse con la FormaciónBarroso localizada sobre el flanco oriental dela Cordillera Occidental y que representa lacorteza oceánica generada como consecuenciade la subducción de la Placa Phoenix por de-bajo de Suramérica entre el Aptiano y el Santo-niano (Duncan & Hargraves, 1984). Para Grös-ser (1989) y Toussaint (1996), estas rocas repre-sentan un arco de islas desarrollado sobre cor-teza oceánica, debido a la abundancia de aglo-merados y tobas, así como a la asociación delas rocas básicas con pequeños stocks de gabroy plutones tonalíticos. Los datos geoquímicos(Muñoz, 1989; Grösser, 1989; Desmet, 1994),aunque no representan un muestreo sistemáti-co, parecen confirmar este origen.

Nivia (1993, 1998) considera que las rocas de laFormación Volcánica, correlacionable por suposición con la Formación Barroso, por suscaracterísticas geoquímicas, constituyen unaasociación toleítica, en la cual la distribuciónde los elementos traza y los análisis de tierrasraras indican que esta serie volcánica corres-ponde a fragmentos de plateau oceánico. Du-rante este período, se desarrolló una dorsal deexpansión oceánica entre las placas de Nortea-mérica y Suramérica y se generó en la Placa deFarallón una serie de extrusiones basálticas queformaron la Placa Caribe (Duncan & Hargra-ves, 1984). La dorsal y parte de los basaltos dela Placa Caribe se acrecionaron al arco volcáni-

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co y formaron una parte de la Cordillera Occi-dental, al occidente de la cual se formó unacuenca residual de forearc. El piso de esta cuen-ca sería la corteza oceánica remanente sobre lacual se depositaron los sedimentos de la For-mación Penderisco del Grupo Cañasgordas.

Los sedimentos del Miembro Urrao de la For-mación Penderisco y las Limolitas de El Sirenocomenzaron a depositarse en el Cretácico tar-dío sobre la pendiente de la cuenca que dabahacia el continente y constituyeron una secuen-cia turbidítica, cuya fuente de sedimentos seencontraba en el arco magmático y en el conti-nente.

Los sedimentos calcáreos y silíceos del Miem-bro Nutibara de la Formación Penderisco co-menzaron a depositarse a finales del Cretácicotardío, sobre la pendiente de la cuenca forearcque daba hacia el mar, mientras que continua-ban depositándose los sedimentos del Miem-bro Urrao, y generaron localmente interdigita-ción entre ambas unidades. El hallazgo de fau-na del Paleoceno - Eoceno (Bourgois et al., 1982)en sedimentitas del Miembro Nutibara, permi-tió a Toussaint & Restrepo (1988), plantear laposibilidad de que al menos parte de esta uni-dad hubiese tenido una historia geológica di-ferente relacionada a la parte más occidental dela cordillera, Terreno Cuna (Toussaint, 1991), ala del Bloque Chocó (Duque-Caro, 1990), o a ladel Terreno Chocó (Estrada, 1995).

El final del proceso de sedimentación y de laactividad volcánica estuvo relacionado con lamigración de la zona de subducción hacia eloccidente a principios del Paleógeno (Duncan& Hargraves, 1984; Toussaint & Restrepo, 1988).El conjunto volcano sedimentario, GrupoCañasgordas, se acrecionó al continente a lolargo del sistema de fallas del Cauca en elCretácico tardío - Paleógeno (Toussaint, 1996;González, 1997), proceso al cual estaría relacio-

nado el emplazamiento de las rocas máficas yultramáficas, posiblemente como parte de se-cuencias ofiolíticas desmembradas, localizadasentre las cordilleras Central y Occidental.

Después de la acreción se genera, al occidente,una nueva zona de subducción a la cual estuvorelacionada la actividad magmática del Paleó-geno con la formación de un arco magmáticoconstituido por las rocas volcánicas básicas delComplejo Santa Cecilia – La Equis, espacial-mente relacionadas a rocas plutónicas que cons-tituyen el Batolito de Mandé y los pórfidosandesíticos y dacíticos relacionados. Este con-junto constituye gran parte del borde más oc-cidental del sector septentrional de la Cordille-ra Occidental y define un arco de isla del Pa-leógeno que ha sido descrito con diferentesnombres: Sautatá (Duque-Caro, 1990), Mandé(Toussaint, 1991), Complejo Santa Cecilia - LaEquis (Salazar et al., 1991) y que hace parte delos terrenos Cuna (Toussaint & Restrepo, 1988;Toussaint, 1991) o Chocó (Estrada, 1995).

La acreción de este conjunto ocurrió en el Mio-ceno medio a lo largo de la Zona de Falla Ura-mita – Río Verde caracterizada por una mezclacaótica de bloques de diferentes edades y lito-logías. Estrada (1995) indica paleolatitudes de10-15°, pero el sentido de la latitud norte o sures ambiguo, debido a la ausencia de edades quepermitan conocer la polaridad de la magneti-zación; considera que debido a la trayectoriaseguida por la Placa Farallón (S-N), estas rocaspueden provenir del sur. Duque-Caro (1990),con base en estudios micropaleontológicos,sugiere que el Bloque Chocó proveniente delnoroccidente se acrecionó al bloque continen-tal en el Mioceno medio.

Durante el Paleoceno - Eoceno, la subducciónde la Placa Farallón produce fallamiento y de-formación en las rocas del Grupo Cañasgordas;esta deformación pudo generar, localmente, por

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efectos dinámicos en las rocas sedimentarias,estructuras similares a las desarrolladas pormetamorfismo regional de bajo grado. Entre lascordilleras Central y Occidental, fallas inver-sas y de cabalgamiento, con vergencia hacia eloeste, hacen aflorar las rocas ultramáficas ymetamórficas de media - alta presión (Touss-aint & Restrepo, 1988). Al occidente de la Cor-dillera Occidental se formó la Cuenca del Atra-to - San Juan, en la cual se comienzan a deposi-tar sedimentos a partir del Eoceno medio pro-venientes del arco magmático y del continente.En esta cuenca, durante el Oligoceno – Mioce-no temprano, se depositaron los sedimentoscalcáreos de la Formación Uva.

El magmatismo iniciado en el Paleógeno con-tinúa hasta el Mioceno con el emplazamiento,en la zona axial de la Cordillera Occidental, decuerpos plutónicos de afinidad calcoalcalina(Álvarez, 1983) como el Batolito de Farallonesal sur de la Plancha 145 Urrao, y los stocksmonzodioríticos de La Horqueta, Morrogacho,Cerro y Páramo de Frontino, y San Juan. Enesta cordillera se evidencia un nuevo períodode vulcanismo a comienzos del Plioceno conel Volcánico del Páramo de Frontino y el Ba-salto de El Botón; este vulcanismo estaría rela-

cionado a la Orogenia Andina que produjo fa-llamiento a lo largo del eje de la cordillera, don-de se localizó la actividad volcánica. Aunque,en gran parte, la configuración actual de estaregión se alcanzó durante la Orogenia Andinadel Mioceno, esta área continuó siendo tectó-nicamente inestable y durante el Pleistoceno,las variaciones tectónicas y climáticas contribu-yeron a dar a la región su configuración actualy se formaron las terrazas y los aluviones quehoy rellenan los valles de algunos ríos y que-bradas como resultado de una erosión acentua-da por el levantamiento regional de la cordi-llera.

Evidencias de glaciación se observan en el Pá-ramo de Frontino por encima de 3.000 msnm(Zuluaga & Mattson, 1980; Álvarez & Zuluaga,1983). La erosión intensa que configuró las for-mas actuales durante el Pleistoceno fue acele-rada por el levantamiento regional a través delCuaternario como resultado de la evoluciónorogénica en relación con la interacción de lasplacas Caribe, Nazca y Suramérica, y, en épo-cas recientes, por la actividad antrópica hastaalcanzar la configuración geomorfológica ac-tual.

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