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Evolución Geológica y Estratigrafíadel Sector Norte del Valle Medio del Magdalena

Gustavo Sarmiento* – Javier Puentes* – Camilo Sierra***Departamento de Geociencias de la Universidad Nacional de Colombia, Bogotá, Colombia.

**Lewis Energy Group. San Antonio, Texas. 78216.

En la foto: Biomicrita fosfática limosa de foraminíferos bentónicos, bioclastos fosfáticos y cuarzo con matriz mi-crítica y fosfática de la base del Miembro Galembo de la Formación La Luna.

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Evolución Geológica y Estratigrafía delSector Norte del Valle Medio del Magdalena

G e o l o g í a N o r a n d i n a

RESUMEN

El Valle Medio del Magdalena a partir de la Falla de Cimitarra hacia el norte reviste de características geoló-gicas que permiten separarlo en sector norte y sur. El sistema de Fallas de La Palestina define el límite occidental del norte ya que los rasgos estratigráficos de la Serranía de San Lucas, considerada hasta la fecha como extensión de la Cordillera Central, se enmarcan como la parte más occidental de la Cordillera Oriental, sobre la que se acu-mulan discordantemente los sedimentos Cretácicos del VMM. El Basamento en la parte más norte de este sector son las rocas grenvillianas del Neis de San Lucas, prolongación del Neis de Bucaramanga y están suprayacidas en contacto discordante por sedimentos de las Formaciones Sudán y Morrocoyal del Jurásico inferior. Sobre estos materiales se acumula la espesa columna volcano sedimentaria de la Formación Noreán y se emplazan rocas intrusivas como el Batolito de San Lucas y otros localizados en la margen oriental de la Falla de Bucaramanga. Datos de edad registran que el episodio ígneo de gran magnitud abarca hasta el Jurásico superior. En el sector norte del VMM se inicia la sedimentación Cretácica al Barremiano más inferior y la actividad ígnea prácticamente desaparece, migrando hacia el occidente. El Sinclinal de Nuevo Mundo, estructura aflorante al sur de la prolongación de la Falla de Cimitarra, muestra una excelente exposición de las rocas del Cretácico y Cenozoico, de ahí la localización de la mayor parte de las secciones tipo aplicables al norte y al sur. La estructura limita hacia el NE con la Falla de Bucaramanga y es afectada por ésta en episodios diferentes, al tope del Cretácico, en el Eoceno medio y durante el Neógeno, por lo que es posible ver sus efectos en los contactos discordantes. Las unidades estra-tigráficas se adelgazan fuertemente, tal que los afloramientos del Cretácico son sensiblemente menores en dirección norte y el Paleógeno prácticamente no se registra. Es por esto que el SNM en su flanco oriental se constituye en la exposición que abarca extensa información referencial y a partir de ella la caracterización del sector norte.

Palabras clave: Valle Medio del Magdalena, Cretácico, Paleógeno, Neógeno, evolución geológica

ABSTRACT

The Middle Magdalena Valley starting from Cimitarra Fault system moving towards the north exhibit par-ticular geologic characteristics allowing a genetic separation in tow sectors, North and South. The Palestina fault system defines the western boundary of the northern sector, up today, the San Lucas Range has been considered a branch from the Central Cordillera; the eastern boundary is given by the western flank of the Eas-tern Cordillera, over which the Middle Magdalena non conformable cretaceous sediments were deposited. For the northern part of this sector, the basement is composed by grenvillian rocks that belong to the San Lucas Neis, Bucaramanga’s Neis extension, and are overlaid in unconformable contact by the Sudan and Morocoyal lower Jurassic formation sediments. Over these materials, the volcanic - sedimentary sediments from the No-rean Formation were accumulated and intrude rocks such as the Batolito de San Lucas and others localized on the Bucaramangas’s fault system eastern margin. Age dating information support evidence of big magnitude igneous events covering up to Upper Jurassic.

For the VMM northern sector the cretaceous sedimentation begins during the lower part of Barremian and the igneous activity disappears moving to the west. The Mundo Nuevo syncline outcropping structure south of Cimitarra’s fault system extension,it’s an excellent location for studding the outcropping Cretaceous and Cenozoic sediments, reason why most of the type locations for these sections were located in the north and south of it. The structure is bounded toward the north east by Bucaramanga’s fault system and it is affected by the latter in diffe-rent episodes, at Cretaceous top, Middle Eocene and Neogene. Reason why, it is possible to visualize its effects over the discordant boundaries. The stratigraphic units strongly reduce their thicknesses in such way that Cretaceous outcrops are very limited to moving north and Paleogene is almost absent. Based on the latter, SNM on its eastern flank constitutes the most current reference for understating the northern sector stratigraphy.

Key words: Middle Magdalena Valley. Cretaceous, Paleogene, Neogene, geological evolution.

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CONTENIDO1. Introducción 1.1 Generalidades del Valle Medio del Magdalena 1.2 Metodología

2. SinopsisEstratigráficadelasUnidadesPre-Cretácicas,CretácicasyTerciariasdel Valle Medio del Magdalena del Sector Norte y Sinclinal de Nuevo Mundo 2.1. Estratigrafía de las Unidades Pre-cretácicas 2.1.1. Rocas del Basamento Precámbrico del Neis de San Lucas 2.1.2. Rocas Sedimentarias y Volcano-Sedimentarias e Intrusivas del Triásico y Jurásico 2.1.2.1. Formación El Sudán 2.1.2.2. Formación Morrocoyal 2.1.2.3. Formación Noreán 2.1.2.4. Granitoide de San Lucas

2.2. Estratigrafía del Cretácico del Valle Medio del Magdalena y Sinclinal de Nuevo Mundo 2.2.1. Formación Tambor (Conglomerado Basal o Unidad Conglomerática de Arenal) 2.2.2. Formación Rosa Blanca 2.2.3. Formaciones Paja, Tablazo y Simití 2.2.4. Formación Calizas del Salto 2.2.5. Formación La Luna 2.2.6. Formación Umir

2.3. Estratigrafía del Paleógeno 2.3.1. Formación Lisama 2.3.2. Formaciones La Paz, Esmeraldas, Mugrosa y Colorado 2.4. Estratigrafía del Neógeno 2.4.1. Grupo Real 2.4.2. Grupo Mesa

3. Marco Tectónico del Sector Norte del Valle Medio del Magdalena 3.1. Fallas Regionales que Definen el VMM y Evolución Geológica 3.1.1. Falla de La Salina 3.1.2. Falla de Bucaramanga 3.1.3. Falla de La Palestina 3.1.4. Sistema de Fallas Paralelas a la Falla de Cimitarra

4. Discusión y Evolución Geológica del Valle Medio del Magdalena

Agradecimientos Referencias

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1. Introducción

1.1. Generalidades del Valle Medio del Magdalena

La Cuenca Sedimentaria del Va-lle del Magdalena hace referencia al rasgo geomorfológico intramon-tano entre las Cordilleras Central y Oriental colombianas, por la que discurre aproximadamente en di-rección norte-sur el Río Magdale-na. Ha sido subdividida en Valle Superior (VSM), Medio (VMM) e Inferior(VIM).Esta división se adop-tó referencialmente en la industria petrolera (Fig. 1), en la definición de cuencas sedimentarias, por la importancia que ha tenido a par-tir del inicio del siglo pasado en la exploración y producción de hidro-carburos especialmente en el VMM. Al Valle Medio se le han asignado límites que coinciden con rasgos geológicos importantes, como la Falla de Ibagué al sur y la Falla infe-rida del Espíritu Santo al norte se-parándola del Valle Superior. La Fa-lla de Palestina separa la Cordillera Central del VMM sur, pero al nor-te son las rocas del Cretácico que afloran discordantemente sobre la Serranía de San Lucas, las que se constituyen en el límite Geográfico – Geológico. En el Oriente rocas del Cretácico inferior de la Cordillera Oriental limitan el VMM a lo largo del trazo de la Falla de La Salina, la cual es fosilizada y plegada por el Sistema de Fallas de Bucaramanga, continuando hacia el Noreste a lo largo de dicho trazo con rocas ju-rásicas intrusivas y volcánicas de la

Figura 1. Clasificación de las cuencas sedimentarias de Colombia (to-mado de Ecopetrol, 2000).

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Figura 2. Mapa geológico del Valle medio del Magdalena Se resaltan las fallas de mayor importancia regional (Modificado del Mapa Geológico de Colombia, Ingeominas, 2007).

Formación Noreán y el complejo de rocas metamórficas del Macizo de Bucaramanga (Fig. 2).

El VMM es subdivididle en VMM norte y VMM sur separados por la Falla de Cimitarra al norte de Ba-rrancabermeja (Fig. 3). Este rasgo geotectónico es de gran importan-cia en los esquemas de sedimenta-ción de las unidades del Paleógeno y del Neógeno, y por lo tanto de los objetivos exploratorios que se desprenden. Igualmente el efecto del sistema de cabalgamientos aso-ciados a la Falla de Bucaramanga cambia el estilo tectónico de las dos subcuencas.

El Sinclinal de Nuevo Mundo se constituye en la estructura geoló-gica relevante que descubre ro-cas desde el basamento y permi-te caracterizar la estratigrafía del Cretácico al Neógeno en el flanco oriental de la cuenca. Las localida-des tipo de las unidades del Valle Medio del Magdalena fueron es-tablecidas en esta estructura por los excelentes afloramientos de las mismas.

El particular interés en la explora-ción de hidrocarburos en unidades como la Formación La Luna del Va-lle Medio del Magdalena, asociado a un objetivo principal en no con-vencionales, nace de la equivalencia temporal con el Eagle Ford Shale de la Cuenca de Texas (Morales et al. 1958) y a la correspondencia litoló-gica, que la hacen atractiva por ser posible generadora y autoproduc-tora de gas y petróleo.

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Figura 3. Fisiografía del Valle Medio del Magdalena VMM Sector Norte de San Lucas y borde oriental del Macizo de Santander. Se destacan las fallas de importancia regional y el Sinclinal de Nuevo Mundo SNM. SQS corresponde a la ubicación de la sección estratigráfica de la Forma-ción la Luna en la Quebrada La Sorda.

1.2. Metodología

El presente documento contiene información geológica de las unida-des constituyentes del VMM sector Norte incluyendo el basamento, los afloramientos reportados hacia

los flancos oriental, occidental y su interpretación en el subsuelo con la sísmica disponible y los escasos pozos que lo cortan. La base de in-formación en primera instancia se

toma a partir de los mapas geológi-cos escala 1:100.000 publicados por el Servicio Geológico Colombiano (antes de 2012 Ingeominas), las me-morias explicativas de estos mapas, los informes asequibles y los datos consultables de pozos. El escrito es una mezcla de la información to-mada de los afloramientos con sus respectivos análisis de laboratorio, pero además es compilatorio y se hará énfasis en la reinterpretación de unidades como por ejemplo la Formación Girón, en el sentido que de manera genérica se ha denomi-nado por la industria de los hidro-carburos, pero que corresponde a la unidad volcanogenética de la For-mación Noreán. Esta unidad ha sido documentada en superficie con da-tos suficientemente confiables, para darle la importancia como unidad de basamento pre-cretácico en la mayor parte del VMM norte.

2. SinopsisEstratigráfica de las Unidades Pre-Cretácicas, Cretácicas y Terciarias del Valle Medio del Magdalena del Sector Norte y Sinclinal de Nuevo Mundo

2.1. Estratigrafía de las Unidades Pre-Cretácicas

La Serranía de San Lucas SSL constituye la prolongación occiden-tal del VMM sector norte por cuan-to las unidades del Cretácico repo-san discordantemente sobre este complejo de rocas ígneas intrusivas y volcánicas Jurásicas. Hacia el ex-tremo norte de la SSL se han repor-

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tado las rocas que infrayacen a la Formación No-reán, que permiten apreciar el basamento más antiguo y la relación de afinidad con las rocas del Macizo de Santander aflorantes en la Cordillera Oriental. Nos referiremos en primer lugar a estas unidades haciendo énfasis en los sectores donde se reconocen en superficie (Fig. 1).

2.1.1. Rocas del Basamento Precámbrico del Neis de San Lucas

Royero (1997) propuso la unidad Neis de San Lucas a un conjunto de neises anfibólicos, del norte de la Serranía de San Lucas (Plancha Geo-lógica 64, Barranco de Loba) y E de la prolonga-ción de la Falla de La Palestina. Consta de neises bandeados cuarzo-feldespáticos-hornbléndicos y biotíticos principalmente, en ocasiones con textura augen. Afloran de manera discontinua en la Serranía o como islotes aislados de lo ya considerado el Cuaternario de la Depresión Momposina del Valle Inferior del Magdalena. Su edad es Mesoproterozoica de acuerdo a una da-tación efectuada sobre una granulita que arrojó 1.124 ± 22 MA, la cual fecha el metamorfismo como perteneciente al evento Grenvilliano.

Por el carácter litológico de las rocas que componen el Neis de San Lucas y el dato de edad, su más evidente correlación es con las metamorfitas del Neis de Bucaramanga (Kroon-emberg, 1982; Restrepo - Pace, 1995), aspecto que corrobora su correspondencia al Cinturón Granulítico, del que también forman parte las rocas mesoproterozoicas de los Macizos de Gar-zón, Sierra Nevada de Santa Marta y la Guajira, como fue propuesto por Mantilla et al. (2006a) y Clavijo et al. (2008).

El Neis de San Lucas había sido correlacio-nado litológicamente con rocas néisicas de la Cordillera Central (Feininger et al. 1972) y por tratarse del basamento de las rocas volcano se-dimentarias, la Serranía de San Lucas se ha asu-

mido como la extensión hacia el norte, aspecto geográfico – geológico hasta la fecha conside-rado de esta manera, pero que es claramente más afín con el sector norte de la Cordillera Oriental, lo que permitirá futuras interpretacio-nes a partir del real límite que es el Sistema de Falla de La Palestina.

2.1.2. Rocas Sedimentarias, Volcano- Sedimentarias e Intrusivas del Triásico y Jurásico

Un complejo de rocas sedimentarias, intrusivas y volcano-sedimentarias son el preámbulo del inicio de la sedimentación Cretácica. Constituyen la mayor parte de la Serranía de San Lucas y de las rocas que afloran al W del trazo principal de la Falla de Bucaramanga. Las rocas que representan el episodio de sedimentación preludio del volca-nismo son las Formaciones Sudán y Morrocoyal.

2.1.2.1. Formación El Sudán

La Formación El Sudán fue definida por Geyer (1976) (en Mantilla et al. 2006a). Está constituida por areniscas, lodolitas rojas y conglomerados. En la memoria explicativa de la Plancha Geológi-ca 64, Barranco de Loba, Mantilla et al. (2006a), la describen en su localidad tipo (Ciénaga El Am-paro, Municipio de Sudán, Departamento de Bo-lívar, parte norte de la Serranía de San Lucas; Fig. 3). Hacia la base la unidad es un conglomerado de cantos de migmatitas, granitoides y cuarzo lechoso (derivados de la erosión del Neis de San Lucas que la infrayace), rápida y progresivamente varía a conglomerado granular y arenitas líticas. En la parte superior se constituye en una suce-sión de arenitas medias, tobáceas, feldespáticas, algo biotíticas e intercalaciones de capas gruesas de limolitas y lodolitas rojizas.

La Formación Sudán es una sucesión grano decreciente, de origen continental infrayaci-da discordantemente (observable) por el Neis

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Figura 4. Geología de la Serranía de Perijá, sector norte del VMM y Macizo de Santander tomado del Mapa Geológico de Colombia escala 1: 1,000.000. T3J1-Pi corresponde al Granitoide de San Lucas. JIJ2-VCct a la Formación Noreán. Al W de la F. de Bucaramanga en verde el Cretácico y en diferentes tonos de amarillo el Paleógeno y Neógeno.

de San Lucas y suprayacida por la Formación Morrocoyal en contac-to neto transgresivo, que marca el episodio asociado a la ingresión marina. Hacia el contacto superior se presenta ocurrencia de cemento calcáreo. El espesor es de 205m y se le asigna una edad Triásico su-perior o infra Jurásico inferior por correspondencia con la unidad su-perior fosilífera.

2.1.2.2. Formación Morrocoyal

El primero en referirse a esta unidad fue Trumpy en 1943 (en Mantilla et al. 2006a) para definir una sucesión de arcillolitas y calizas oscuras, laminadas, con amonitas y bivalvos, aflorantes en la Ciéna-ga de Morrocoyal (Norte de la Se-rranía de San Lucas). Geyer (1969), hace el estudio paleontológico del

intervalo que la forma y registra un espesor de 80 metros de lutitas grises oscuras, con fauna rica en amonitas. Según la descripción de Mantilla et al. (2006a) es una suce-sión de limolitas y arcillolitas grises oscuras en contacto normal con la infrayacente Formación El Sudán; en la parte media es calcárea (30 metros encima del contacto), con impresiones de amonitas, bival-vos y tallos carbonizados. Los fó-siles con contenido importante de amonitas aumentan hacia el techo y de acuerdo a la fauna reportada por Geyer (1969) corresponden al Jurásico inferior (Arniocera ssp., Ar-cioneras aff., miserabile y Coronice-ra ssp). La unidad es afectada por intrusiones ígneas granitoides que producen mineralizaciones de piri-ta y silicificación en las arcillolitas.

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Las Formaciones El Sudán y Mo-rrocoyal registran para el norte del VMM el inicio de la sedimentación del Jurásico, sobre un basamento metamórfico grenvilliano que an-tecede el evento ígneo Jurásico y guarda relación genética equiva-lente con las Formaciones Payan-dé y Saldaña del Valle Inferior del Magdalena.

2.1.2.3. Formación Noreán

El nombre fue propuesto por Clavijo (1996), para agrupar la se-cuencia volcaniclástica de más de 4.500m de espesor, aflorante en la carretera Buturama – Bombea-dero (Geología de la Plancha 75, Aguachica). Se extiende de manera regional desde la Serranía de San Lucas hasta el sector occidental de la Cordillera Oriental y constituye el basamento de las rocas cretácicas que yacen discordantes en aflora-mientos localizados a lo largo de la Serranía de norte a sur y luego se profundizan hacia el oriente por debajo del Neógeno y Cuaternario, siendo estas últimas rocas las que conforman el relleno del Valle Me-dio del Magdalena (Fig. 4). Dicho autor la subdivide de base a techo en 4 conjuntos, teniendo en cuenta criterios litológicos, composiciona-les y de estilo de emplazamiento: clástico – piroclástico, piroclástico - epiclástico, efusivo dacítico e hipo-habisal andesítico (Fig. 5).

El conjunto clástico – piroclástico es el más espeso, se desarrolla ha-cia la base de la unidad como una alternancia de tobas andesíticas a

dacíticas cristalino-líticas. Progresi-vamente la sucesión presenta ma-yor influencia sedimentaria. Es una alternancia de arenitas tobáceas con variaciones granulométricas de arenitas muy gruesas a finas con in-tercalaciones de lodolitas.

Sobre este se extiende el con-junto piroclástico - epiclástico, en el que se presenta una predominancia de depósitos de grano grueso entre brechas volcánicas, aglomerados y conglomerados lodosos de clastos volcánicos que se intercalan con la-pillitas, tobas cristalinas y lodolitas.

El conjunto efusivo dacítico, en general forma la parte superior de la unidad, constituye una fran-ja de lavas dacíticas y andesíticas, con textura afanítica y porfirítica con fenocristales de feldespato potásico, plagioclasas, máficos (pi-roxenos y hornblendas), en matriz afanítica y textura de flujo sin clara estratificación.

El conjunto hipo-abisal andesítico constituye cuerpos irregulares mé-tricos a centenas de metros, que in-truyen los conjuntos anteriormente descritos formando silos, sin estruc-turas de flujo y con textura porfirí-tica. Composicionalmente pueden variar de andesitas (predominante) a basaltos (subordinados). También son comunes los diques subvertica-les andesíticos a riolíticos.

En el NW (cerca de Morrocoyal) la Formación Noreán suprayace en inconformidad la Formación Mo-rrocoyal o directamente sobre el

Neis de San Lucas. Hacia el oriente y sur en las planchas 66 y 75 supra-yace a la Formación Bocas (unidad sedimentaria terrígena en el 97 % y calcárea en el restante 3%), con in-tercalaciones de capas volcánicas, y que guarda equivalencia temporal y litológica con la Fm Morrocoyal de Geyer, 1969 (Clavijo, 1996).

En algunos sectores hacia el nor-te de la Serranía de San Lucas, ro-cas granitoides (Granitoide de San Lucas), intruyen los sedimentos ba-sales de la Fm Noreán (Mantilla et al. 2006 a). Adicionalmente en este sector aparecen intercalaciones de paquetes, al parecer interdigitados, de arenitas calcáreas en capas del-gadas y laminadas entre la secuen-cia vulcaniclástica.

La Fm Noreán constituye el re-gistro de un gran evento volcánico entre el Jurásico inferior y el su-perior; materiales de carácter ex-plosivo acumulados en un medio entre continental y marino somero con desarrollo cercano a cuerpos hipoabisales e intrusiones casi sin-genéticas, que tenían como área de influencia la mayor parte de lo que es hoy el Valle Medio del Magdale-na y las áreas vecinas al E de la Falla La Palestina y el borde oriental de la Cordillera Oriental al Norte de Bucaramanga. Las lavas traquian-desíticas acompañadas de diques y silos reconocidos en la unidad, preferentemente hacia el sur de San Lucas (Clavijo et al. 2008), arrojaron edades entre 158±12 y 144±4 Ma y serían la fase final del episodio vol-cánico (Mantilla et al. 2006 a y c).

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2.1.2.4. Granitoide de San Lucas

El Granitoide de San Lucas es un cuerpo ígneo plutónico elongado en dirección norte sur, que aflora a lo largo del flanco occidental de la Serranía de San Lucas (Feininger et al. 1972; Mantilla et al. 2006a). La clasificación composicional predo-minante es monzogranito y grano-diorita subordinada.

Dataciones Rb-Sr realizada en una muestra del granitoide que in-truye a la Formación Noreán arrojó 166.9±6 Ma, correspondiente al Jurá-sico medio; es considerado magma-tismo calco-alcalino de tipo-I y equi-valente al cinturón magmático de la Cordillera Central (Álvarez, 1983; Silli-toe et al. 1982; Apsden et al. 1987) y del Macizo de Santander (Fig. 5).

2.2. Estratigrafía del Cretácico del Valle Medio del Magdalena Sector Norte y Sinclinal de Nuevo Mundo

La relación entre las unidades del Cretácico y las rocas precretácicas para el sector norte del Valle Medio del Magdalena es inconforme y se caracteriza por un faltante estrati-gráfico desde final de los depósitos volcano-sedimentarios del Jurásico a los primeros registros del inicio de la sedimentación hacia el Hauteriviano Superior. Al sur de la Falla de Cimi-tarra formando parte del Sinclinal de Nuevo Mundo aflora en el flanco oriental de dicha estructura la suce-sión completa, permitiendo obser-var en afloramiento la megasecuen-cia cretácica y terciaria, limitada por

Figura 5. Columna estratigráfica generalizada de la Formación Noreán y de las unidades cretácicas aflorantes en el área de la Plancha geológica 75 (Aguachi-ca). Tomado de Clavijo (1996).

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Figura 6. Geología del Sinclinal de Nuevo Mundo Tomado a partir del Mapa geológico del cuadrángulo H-12, Bucaramanga (Ingeominas, Ward et al. 1977).

inconformidades regionales sin que sea evidente el desarrollo de discor-dancias angulares a la base y al techo (Fig. 6). Es en este sector donde Mo-rales et al. (1958), compilan y propo-nen la mayor parte de las localidades tipo de las unidades que conforman el Mesozoico y el Cenozoico del VMM. A partir de este afloramien-to de roca no sólo se ha extendido a nivel regional la nomenclatura li-toestratigráfica, sino que adicional-mente es un punto para establecer las variaciones principales de las mis-mas en la Cuenca del Catatumbo y la parte media de la Cordillera Oriental. Muchos autores han utilizado dicho referente para las correlaciones re-gionales que de manera amplia re-presentan un macrociclo transgresi-vo – regresivo (Fabre, 1985; Villamil, 1993; Sarmiento-Rojas et al. 2006), con cambios correspondientes a ci-clos de escalas menores y estos a su vez asociados a los episodios orgáni-co genéticos, en los que se constitu-yeron los más atractivos potenciales de generación y auto producción de hidrocarburos.

No obstante las variaciones li-tológicas hacia la parte norte del VMM, las unidades del Cretácico no se apartan de las descripciones ori-ginalmente descritas por Morales et al. (1958), tal cual se logra deducir de los escasos reportes litológicos de superficie y de los pozos que han cortado parcialmente el inter-valo (Fig. 7). En la descripción que a continuación se efectúa se hace referencia a dichas unidades con los comentarios y a las imprecisiones que se logran detectar.

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2.2.1. Formación Tambor (Conglomerado Basal o Unidad Conglomerática de Arenal)

Clavijo (1996) propone informalmente la Unidad Conglomerática de Arenal, para agrupar un paquete de sedimentos terrígenos que suprayace inconformemente a las rocas volcano-sedimentarias de la Formación No-reán, del sector Norte del VMM. Se considera útil dicha denominación por incluir en ella el conjunto de origen continental que infrayace a las rocas del Cretácico, pero con la salvedad que estas marcan el inicio de la sedi-mentación Cretácica y no el Jurásico tardío asumido por dicho autor, ante la ausencia de fósiles. La localidad tipo fue planteada en los alrededores del Corregimientos de Arenal (flanco E de la Serranía de San Lucas) y se re-

Figura 7. Columnas estratigráficas generalizadas del Sinclinal de Nue-vo Mundo y el borde W del sector Norte del VMM (Según Morales et al. 1958, Mantilla et al. 2006 b y c y otros autores mencionados en el texto). Hacia el norte se adelgazan y se hacen o más calcáreas o de terrí-genos finos. La Formación Girón es una unidad terrígena que no aflora en el norte donde se reconoce la unidad volcano-sedimentaria de la Formación Noreán.

SINCLINAL DE NUEVO MUNDO

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gistra un afloramiento de referencia en el Municipio de Aguachica, por el camino Arenal - La Dorada (Plan-cha 75 – Aguachica). El conjunto fue extendido a diferentes localidades (Mantilla et al. 2006 b y c), en los que se interpreta neto el contacto superior con la unidad calcárea su-prayacente. Al asignar la edad de Jurásico tardío al Conglomerado de Arenal, Clavijo (1996) no establece equivalencias estratigráficas regio-nales. Sin embargo, se trata simple-mente del comienzo del episodio transgresivo que presenta idénticas características al sur, tal cual ha sido reportado por autores como Mora-les et al. (1958), Cediel (1968), Laver-de (1985), Renzoni (1985), al inicio de la sedimentación cretácica. Por lo anterior en este artículo se deci-de tomar el nombre de Formación Tambor de Morales et al. (1958), so-bre el nombre informal “Conglome-rado de Arenal”. Adicionalmente se hace la anotación que en Morales et al. reportan cerca de Aguachica “en la parte más superior de formación continental”, la asociación Choffate-lla dicipiens, Nodosaria sp. Robulus, Pholadomyarobinaldina buchiana, del Barremiano más inferior, aflora-miento que correspondería a la par-te más superior de la Fm Tambor o a la base de la Fm Rosa Blanca.

El espesor de la Formación Tam-bor (Conglomerado de Arenal) es muy variable como puede dedu-cirse de las memorias de las plan-chas geológicas 75 (Aguachica), 85 (Simití), 96 (Bocas del Rosario) (Cla-vijo, 1996; Mantilla et al. 2006 b y c, respectivamente), con lo cual es

clara su asociación a valles incisos de amplitudes diversas que rápi-damente quedan cubiertos por los depósitos marinos someros de la unidad suprayacente o Formación Rosa Blanca.

En la localidad de Arenal Cla-vijo (1996) diferencia un conjunto inferior de capas gruesas y muy gruesas con tendencia grano de-creciente de 58m, constituido por conglomerados de guijos de rocas volcánicas (hasta de 5cm) y arenitas conglomeráticas. Le suprayace un conjunto medio de 37m de lodolitas varicoloreadas con intercalaciones de lito areniscas volcánicas conglo-meráticas. El conjunto superior son sucesiones grano decrecientes de conglomerados lítico volcánicos e intercalaciones de lodolitas varico-loreadas y tobas cristalinas en un espesor de 83m.

La localidad tipo de la Formación Tambor se encuentra en el Sinclinal de Nuevo Mundo (Antigua vía fé-rrea Lebrija – Puerto Wilches), don-de en la actualidad, en lugar de vía férrea se tiene un carreteable sobre el que afloran de manera imperfec-ta los conglomerados. Cerca de este sector, por la quebrada Piedra Azul, Clavijo (1985) describió una secuen-cia de 280m de conglomerados y litoarenitas, suprayaciendo discor-dantemente a la Formación Girón, que aunque la denomina Formación Los Santos, corresponde a la Fm Tambor. En esta sección se aprecia la transición de las facies terrígenas a las facies calcáreas de la Formación Rosa Blanca, al igual que 20km al sur

sobre el mismo flanco del sinclinal en la Quebrada Pujamanes (Renzo-ni, 1985). La Formación Los Santos, equivalente estratigráfico sinónimo de la Fm Tambor, es reportado al sur de dicha estructura, en el flanco E del Anticlinal de los Cobardes (Cediel, 1968), donde Laverde (1985) reporta un espesor de 224m.

2.2.2. Formación Rosa Blanca

La Formación Rosa Blanca es una de las unidades más conspi-cuas del VMM y el sector Central Norte de la Cordillera Oriental. Su nombre proviene del Cerro Rosa Blanca localizado por el Río Soga-moso, ahora Represa de Hidrosoga-moso, cerca al poblado El Tablazo, donde fue propuesta su localidad tipo por Morales et al. (1958), en su trabajo compilatorio a partir de reportes antiguos no publicados de la industria petrolera. En este sector reposa concordantemente sobre la Formación Tambor (Renzoni, 1985) conformando parte del flanco E del Sinclinal de Nuevo Mundo.

En general se trata de una unidad fosilífera (predominantemente mo-luscos en diversos estados de frag-mentación), muy cementada de ahí su apreciable dureza, con intercala-ciones menores de margas, shales calcáreos y una tendencia a dismi-nuir hacia el techo el contenido y ta-maño de los macrofósiles. El espesor reportado en la localidad tipo es de 450m, el cual disminuye sensible-mente en los bordes E y W del sec-tor norte del VMM (Municipios de Aguachica y Morales, Clavijo 1996).

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Respecto a la edad de la Formación Rosa Blan-ca se logran extractar los siguientes datos: En el área de San Gil en la confluencia de los ríos Fonce y Suárez (flanco oriental del Anticlinal de los Co-bardes), se reportan los géneros Acanthodiscus, Crioceras, Favrella, Olcostephanus, Thurmannice-ras entre otros, de edad Hauteriviano; mientras en dirección de Simití – Morales la asociación Hamulina, Nicklesia, Pulchellia y Pseudohaploce-ras son características del intervalo Barremiano temprano a tardío (Morales et al. 1958; Mantilla et al. 2006 b y c). Lo anterior ha permitido plan-tear que la unidad es diacrona, haciéndose más joven hacia el norte del Sinclinal de Nuevo Mun-do del VMM. Confirma esta afirmación datos de carácter regional como Valanginiano tardío para Villa de Leiva y norte de Boyacá (Etayo, 1979) y más al suroccidente en el área del Cinturón Es-meraldífero Occidental donde no sólo es más an-tigua (Valanginiano inferior), sino que el espesor aumenta apreciablemente (Reyes et al. 2006).

La Fm Rosa Blanca en la localidad tipo son bioesparitas (litología predominante), oosparitas, pelsparitas cementadas, con sectores de biomi-critas e intercalaciones de shales (subordinados) hacia la parte media. Los procesos diagenéticos como recristalización son intensos, tanto en las bioesparitas como en las biomicritas, disolución por presión generando estilolitos y en los sec-tores donde se presenta algo de terrígenos es común la intensa corrosión en los cuarzos, el re-emplazamiento por cemento calcáreo y los pro-cesos de dolomitización (Moreno, 2008).

La unidad fue depositada a partir de un mar somero, en un proceso transgresivo, con poca a nula participación de aporte terrígeno (Guz-mán 1985). La profundización progresa hasta la parte media a un mar abierto proximal con la acumulación de los shales, biomicritas e inter-calaciones de bioesparitas. Una nueva someri-zación aumenta al techo donde se recupera el carácter bioesparítico. Zamarreño (1963) repor-

ta arenitas de cuarzo hacia el tope de la uni-dad en una sección localizada en la Mesa de los Santos, que al parecer coincide con un nivel reportado sobre el afloramiento de la Quebra-da Pujamanes (Santander), cerca de la localidad tipo por Moreno (2008).

En el sector norte del VMM la Formación Rosa Blanca aflora en el flanco oriental de la Serranía de San Lucas en una franja de 100km aproxima-damente en dirección SSW-NNE entre las pobla-ciones de Simití y Morales (sur de Bolívar). Una franja equivalente aunque discontinua, por efec-to del fallamiento acentuado asociado a la Falla se Bucaramanga, se reconoce parcialmente en el sector oriental de la cuenca. Los afloramien-tos mencionados en la cartografía geológica son escasos y sin detalle estratigráfico. No obstante, Mantilla et al. (2006 b y c), reportan que la For-mación Rosa Blanca está constituida en la base por conglomerados de rocas volcánicas, calizas terrígenas sobre las que descansan bioesparru-ditas y bioesparitas. Aunque no es preciso el es-pesor (podrían ser 50m – 60m), de este primer intervalo se deduce que los autores se refieren a los conglomerados dentro de la Formación Tam-bor, en el que aparecen mezclados los fragmen-tos de rocas volcánicas con el inicio de los nive-les fosilíferos y luego la base de las bioesparitas. Por la descripción de Mantilla et al. (2006 b) de las calizas bioesparíticas de los primeros 60 me-tros la abundancia de macrofósiles de moluscos es reducida, comparado con la localidad tipo y bioclastos más finos constituyen el armazón de la roca (bioclastos desde tamaño arena hasta 6cm), al igual que los moluscos del Barremiano reportados por Morales et al. (1958). El resto de la unidad presenta intercalaciones de lodolitas calcáreas, biomicritas y bioesparitas; el contacto con la Formación Paja lo reconocen en el paso de las últimas bioesparruditas con ostreidos y el ini-cio del predominio de biomicritas con amonitas del Barremiano superior. El espesor lo establecen entre 200m y 350m.

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2.2.3. Formaciones Paja, Tablazo y Simití

En el sector Norte del VMM la diferenciación de estas tres unidades, al igual que en los esca-sos pozos que las cortan, es compleja porque no se han establecido descriptores litológicos que las definan. Por tal razón se tomarán los datos básicos de sus localidades tipo ubicadas todas en el Sinclinal de Nuevo Mundo (Santander).

La Formación Paja deriva su nombre de la Quebrada La Paja afluente del Río Sogamoso (Morales et al. 1958), en el flanco E del Sinclinal de Nuevo Mundo (vía a San Vicente de Chucurí). Está constituida por shales grises oscuros a azu-losos, fosilíferos, laminados con intercalaciones de areniscas grises amarillentas de grano fino o de calizas fosilíferas grises, localmente are-nosas. Son comunes las concreciones calcáreas diagenéticas. Se estima que su depósito tuvo lugar en un ambiente de mar abierto, epiconti-nental con influencia restringida de material te-rrígeno. No es claro el espesor de dicha unidad pero disminuye fuertemente al norte de VMM llegando a tener 125m aproximadamente de los 625m reportados en el SNM. Al igual que en la Fm Rosa Blanca la edad, contacto y por la tanto la profundización de la cuenca se hace más jo-ven al norte del VMM, variando de Barremiano medio - Aptiano (Asociación de la base al techo Nicklesia, Pulchelia, Heteroceras y Santanderice-ras, Cheloniceras y Colombiceras) a Barremiano superior –Aptiano en Simití y Aptiano inferior hacia la población de Morales (Asociación de la base Ancyloceras y Cheloniceras) (Morales et al. 1958). Todo parece indicar que el tope de la uni-dad corresponde a una superficie regresiva de escala regional coincidente con el Aptiano tardío (Dufrenoya y Cheloniceras).

En el sector Norte del VMM al oriente de la Serranía de San Lucas son predominantemente lodolitas físiles calcáreas de color oscuro, lami-nadas e intercalaciones de biomicritas con con-

creciones que incluyen amonoideos en las partes alta y baja de la unidad; la parte media es más lodosa. El espesor calculado está entre 120m y 180m. El contacto superior no corresponde al límite con la Formación Tablazo del SNM del VMM, al estar ausentes las calizas fosilíferas y los intervalos arenosos típicos.

La Formación Tablazo fue propuesta por Mo-rales et al. (1958) para definir un conjunto de ca-pas de calizas fosilíferas masivas (bioesparitas). Dan lugar a una morfología escarpada en cer-canías a la Población El Tablazo (Río Sogamoso, vía a San Vicente de Chucurí, en el flanco E del Sinclinal de Nuevo Mundo), conformando un es-pesor de 150m. La unidad se hace cada vez más espesa hacia el sur pero su desarrollo es incierto en dirección norte, por lo que en los mapas geo-lógicos del Ingeominas, como el 75 (Aguachica) (Clavijo, 1996), 85 (Simití) (Mantilla et al. 2006 b), 96 (Bocas del Rosario) (Mantilla et al. 2006 c), consideran a este intervalo progradante, como no acumulado a este nivel de la cuenca (Man-tilla et al. 2006 a, b y c). La edad se estima en-tre el Aptiano superior y el Albiano inferior, por comparación con las formaciones supra e infra-yacentes, ya que no se reportan amonitas en la localidad tipo. En el Mapa Geológico 75 (Agua-chica) (Clavijo, 1996), aparece incorrectamente cartografiado y descrito con el nombre de Fm Tablazo a la Fm Rosa Blanca.

La Formación Simití según Morales et al. (1958) agrupa el conjunto de afloramientos ex-puestos en la Ciénaga de Simití, donde establece su localidad tipo. Suprayacente la Formación Ca-lizas del Salto y junto con esta son las únicas de la secuencia cretácica del VMM que originalmen-te no fueron definidas en el Sinclinal de Nuevo Mundo y que por lo tanto han dado lugar a sub-secuentes confusiones respecto a sus descripto-res y equivalencias en la cuenca. En la descripción de Morales et al. es claro y neto el contacto con la Fm Tablazo en la localidad de Simití, no así en

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la misma localidad donde Mantilla et al. (2006 b, Memoria de la Plan-cha 85, Simití) mencionan la ausen-cia de Tablazo. Para estos autores el contacto entre las Formaciones Paja y Simití es una paraconformidad, la cual la extienden a la Plancha 96 (Bocas del Rosario, Mantilla et al. 2006 c). La incertidumbre anterior refleja el desconocimiento estrati-gráfico de las unidades del Cretáci-co en el sector norte del VMM.

Para Morales et al. (1958) la For-mación Simití consiste de un con-junto de shales carbonosos, grises a negros, laminados y blandos, local-mente calcáreos con concreciones comúnmente fosilíferas impregna-das de aceite que forman un espe-sor de 410m. En Mantilla et al. (2006 b), los afloramientos en la localidad tipo son escasos al estar cubiertos o anegados por el sistema fluvial ac-tual del Río Magdalena. Estima que el 70% podrían ser arcillolitas físiles con laminación plana paralela, for-mando conjuntos de capas gruesas y muy gruesas. En la parte media re-gistran intercalaciones de areniscas calcáreas con concreciones fosilífe-ras y hacia el techo capas micríticas con amonitas del Albiano medio. En capas concrecionales se reconocen amonitas del Albiano superior cerca al contacto con la Formación Calizas del Salto. Morales et al. (1958) re-portan la siguiente asociación diag-nóstica de los diferentes niveles del Albiano: Douvilleiriceras, Lyellicee-ras, Parahoplites, Uhligella (Albiano inferior), Lyelliceras, Oxytropidoceras (Albiano medio), Brancoceras y Per-vinquieria (Albiano superior).

2.2.4. Formación Calizas del Salto

La Formación Calizas del Salto fue propuesta por Morales et al. (1958), como “Salto limestone” con el obje-to de agrupar un conjunto de “Cali-zas” aflorantes de manera amplia en el Valle Medio del Magdalena, entre las formaciones “Simití Shale” y “La Luna”. Dichos autores designaron como localidad tipo la Quebrada El Salto, localizada en inmediaciones del campo de hidrocarburos Totumal (Nombre tomado del Corregimiento Totumal, Municipio de Aguachica, Cesar). Para Morales et al. (1958) esta unidad presenta amplia extensión y correlación con unidades que habían sido mencionadas de manera infor-mal infrayaciendo a la Formación La Luna, sin embargo en documentos más recientes, incluida la cartografía geológica donde está la localidad tipo, Mapa Geológico 75 (Aguachi-ca, Clavijo 1996) y las publicaciones de la ANH Colombian Sedimentary Basins (Barrero et al. 2007), Midd-le Magdalena Basin, volumen 11 de Petroleum Geology of Colombia (Sarmiento, 2011), no la mencionan o su interpretación cartográfica es incierta (Plancha 85, Simití) o podría tratarse de una unidad local (Plancha 96, Bocas del Rosario) (Mantilla et al. 2006 b y c), aflorando sólo en partes de la cuenca.

La Formación Calizas del Salto en su sección tipo (7km al NE del Cam-po Totuma) agrupa un conjunto de calizas arcillosas, duras, densas, gri-ses con numerosas intercalaciones delgadas de shales blandos y con-

creciones ovoides. El espesor repor-tado es de 50m el cual aumenta ha-cia la cuenca (Casabe). En la Memoria de la Plancha 85 (Simití), Mantilla et al. (2006 b) describen la “Forma-ción El Salto” como una secuencia de bioesparitas muy cementadas de conchas de bivalvos y amonitas en capas gruesas con intercalacio-nes menores de biomicritas lodosas, que dan una morfología de escarpes verticales (30m a 60 m) conocidas como las “Paredes de Ororia” en la margen oriental del Brazo de Simití (brazo del Río Magdalena) al norte de la Ciénaga de Simití. El rango de edad reportado es Albiano Superior - Cenomaniano basado en un amplio registro fosilífero representado en Brancoceras, Kneimiceras, Neoharpo-ceras y Turrilites (Morales et al. 1958) y los fósiles reportados en la unidad infrayacente en el área del Munici-pio de Simití. El contacto superior es neto y contrasta con las biomicritas de foraminíferos de la Formación La Luna y que sustenta el ampliamente conocido episodio transgresivo ge-neralizado a la base del Turoniano y unidades correlativas en Colombia (Morales et al. 1958; Villamil, 1998; Guerrero et al. 2000; Guerrero 2002; entre otros). El contraste menciona-do permite diferenciar claramente una unidad con facies de aguas so-meras (Formación Calizas de El Salto y unidades equivalentes) de facies de mar abierto o plataforma supra-yaciendo (Formación La Luna). Lo an-terior realza una unidad de carácter regional en el VMM que no ha sido lo suficientemente estudiada, carac-terizada y debe ser diferenciada de las Fm Simití y de la Fm La Luna.

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2.2.5. Formación La Luna

La Formación La Luna, origi-nalmente “La Luna Limestone” en Morales et al. (1958) deriva de la Quebrada del mismo nombre en la Serranía de Perijá en Venezuela (Hedberg, 1931; Hedberg & Sass, 1937, en: Morales et al. 1958). Según Morales et al. este nombre fue to-mado por la industria petrolera por su marcada similitud litológica a la unidad aflorante en el VMM y aun-que se ha extendido a otras áreas del territorio colombiano, agrupan-do intervalos no equivalentes, en el VMM mantiene los descriptores fundamentales como unidad estrati-gráfica donde fue subdividida en los Miembros Salada, Pujamana y Gal-embo. Las características litológicas, petrofacies y demás son descritas en el documento dedicado solamente a esta Formación debido a su impor-tancia estratégica en la generación y acumulación de hidrocarburos convencionales y no convencionales (Sarmiento et al. este volumen).

2.2.6. Formación Umir

La Formación Umir fue propuesta por Huntley en 1917 (en Morales et al. 1958); su localidad tipo se descri-bió en la quebrada del mismo nom-bre, afluente del Río Oponcito, en la vía Barrancabermeja - San Vicente de Chucurí, sector suroccidental del Sinclinal de Nuevo Mundo, en el De-partamento de Santander. En forma general se define como un conjunto de shales grises a negros, carbo-nosos, micáceos, con concreciones ferruginosas e intercalaciones cada

vez más abundantes hacia el techo de areniscas líticas, limolitas grises y presencia de mantos explotables de carbón. El espesor se ha calcula-do entre 1.000m y 1.400m y reposa en contacto neto sobre biomicri-tas fosfáticas limosas del Miembro Galembo de la Formación La Luna, aunque algunos autores la repor-tan en discordancia angular de bajo ángulo (Rangel et al. 2002). Esta unidad no presenta afloramientos en el sector norte del VMM, pero si es cortada en el subsuelo por va-rios pozos, su descripción se hará con base en afloramientos del Sin-clinal de Nuevo mundo (trabajos para optar al título de Geólogo de la Universidad Nacional de Colom-bia – Sede Bogotá, dirigidos por el primer autor y efectuados por Daza, 2010 y Guerrero, 2011).

La Formación Umir es una sin-gular unidad del VMM tanto por el apreciable espesor acumulado como por el contrastante cambio litológico y composicional que la caracteriza. Aunque en su gran ma-yoría son lodolitas grises (Fig. 8.1) son comunes las intercalaciones de arenitas (Fig. 8.2) y capas de carbón que se hacen más frecuentes hacia la parte media superior, donde se reconocen mantos explotables. Las areniscas de base a techo presentan composicionalmente aumento de los componentes líticos variando de sublitoarenitas a litoarenitas siendo las partículas líticas predominantes en clásticos volcánicos y metamórfi-cos de bajo grado (Guerrero, 2011). Lo anterior demuestra el inicio del aporte de terrígenos desde el occi-

dente correspondientes a la aper-tura del levantamiento de la Cor-dillera Central (Gómez et al. 2003; 2005 b) y a la consecuente confor-mación de ambientes muy some-ros, a manera de mares restringi-dos con ocasionales desarrollos de áreas pantanosas con los respecti-vos depósitos de materia orgánica, posteriores formadores de mantos de carbón. Las facies arenosas más recurrentes en la parte superior de la unidad al igual que la aparición de lodolitas verde azulosas, susten-tan la conformación de pantanos asociados a áreas próximas coste-ras y restringidas (Fig. 8.3).

La Formación Umir es de edad Maastrichtiano para la parte media y superior con base en la asociación palinológica (a partir de muestras estudiadas por el primer autor de este trabajo) y representadas por Dinogymnium acuminatum, Buttinia andreevi, Proxapertites humbertoi-des, Echimonocolpites protofranciscoi, Magnotetradites magnus, Tetradites umirensis y Echitriporites triangulifor-mis. El Maastrichtiano medio a tardío había sido asignado con foraminífe-ros por Tchegliakova (1993) por la presencia de Rugoglobigerina ma-crocephala y Ammobaculites colom-bianus para la parte media y superior de la unidad.

2.3. Estratigrafía del Paleógeno

Si bien la Formación Umir es la última unidad de la suprasecuen-cia cretácica del VMM, la Forma-ción Lisama, que la suprayace, se

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Figura 8. Formación Umir: 1. Lodolita (oscura) y limolita (clara) con laminación plana paralela, hacia la base. 2. Arenitas con laminación inclinada, al tope ondulitas linguoides, con intercalacio-nes de lodolitas y lentes de arenitas. 3. Lodolita gris afectada por pedogénesis sinsedimentaria al tope. Formación Lisama parte inferior: 4. Conjunto de capas medias de arenisca con estratifi-cación cruzada. 5. Lodolitas con laminación plana paralela e intercalaciones de limolita con lami-nación inclinada. Al tope en contacto erosivo conglomerado de intraclastos. 6. Conglomerado de intraclastos en arenisca como detalle que representa el proceso al techo de la foto 4.

constituye temporalmente en la base del Paleógeno, en una relación de aparente conformidad, pero tanto en pozo, como en los registros sísmicos y en afloramiento muestra algunas evidencias que permiten plantear un progresivo hiato que se de-sarrolla en la medida en que la deformación de la cuenca avanza. La estructuración tectónica subsecuente y la erosión pre acumulación de la Formación La Paz y even-tos posteriores enmascaran esta característica. No obs-tante, la composición lito-lógica de las areniscas de la Fm Lisama, que presentan mayor espesor hacia la base, son semejantes en la partici-pación de los componentes líticos comparados con la Fm Umir. Por otro lado, los me-dios de depósito deducidos de sus facies, no reflejan un contraste evidente entre las dos unidades. El Sinclinal de Nuevo Mundo, por ser una amplia estructura expuesta en superficie, permite apre-ciar y sustentar los princi-pales cambios tanto en la observación directa de sus componentes, estructuras y de las discontinuidades que marcan los episodios más importantes en la evolu-ción y transformación de la cuenca durante el resto del Paleógeno (Fig. 9). La For-mación La Paz acumulada en el Eoceno medio/superior, a

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partir de la base indica los mayores cambios en los ámbitos de depósi-to, aspecto que se mantiene en epi-sodios que guardan cierta ciclicidad a lo largo del resto del Paleógeno y del Neógeno. Se diferencian enton-ces unidades de sedimentación que serán presentadas separadas por las discordancias de mayor importan-cia durante la evolución Paleógena y Neógena de la Cuenca.

2.3.1. Formación Lisama

La Formación Lisama fue defini-da en 1925 por Link (en Morales et al. 1958), con localidad tipo en la Quebrada Lisama, tributaria del Río Sogamoso, para agrupar a un con-junto de lodolitas varicoloreadas, rojas, cafés, moteado gris a gris claro, e intercalaciones de arenitas grises a grises verdosas, localmen-te estratificación cruzada y de gra-no más grueso hacia el tope. Los autores observaron algunos man-tos de carbón poco desarrollados en comparación a los de la Forma-ción Umir.

Una buena exposición de la uni-dad se reconoce en el Río Sucio, en dirección del poblado Uribe Uribe (Santander), flanco oriental del Sin-clinal de Nuevo Mundo, donde pre-senta 915m de espesor (Rodríguez, 2012, trabajo de grado dirigido por el primer autor). En este sector la base está en contacto neto erosivo con la infrayacente Formación Umir. El segmento inferior que forma los primeros 88m está conformado por capas subtabulares de sublitoare-niscas de grano medio con estra-

Figura 9. Columna estratigráfica generalizada de las unidades del Paleógeno y Neógeno del Valle Medio del Magdalena según la simplifi-cación de Gómez et al. 2005 a partir de Mora-les et al. 1958 y otros trabajos.

tificación cruzada tangencial (Fig. 8.4) e intercalaciones de lodolitas y arenitas finas con laminación on-dulada (Fig. 8.5). Estos materiales son frecuentemente erosionados, retrabajados y redepositados cons-tituyendo capas gruesas irregulares de intraclastos subredondeados tamaño guijos gruesos a cantos fi-nos, con matriz arenosa (Fig. 8.6). El segmento, entonces, está con-formado por capas irregulares de conglomerados de intraclastos que se van haciendo menos frecuentes en espesor y tamaño hacia el techo, capas de arenitas con estratifica-ción cruzada e intercalaciones me-nores de lodolitas y arenitas finas. Dos medios sedimentarios se de-ducen de las facies anteriormente simplificadas: un régimen variable de energía asociado a ambientes costeros y eventos de gran energía desarrollados ligeramente después de la sedimentación que arrancan y transportan los materiales cohe-sivos (formando intraclastos subre-dondeados) y los redepositan muy cerca de los sitios donde los flujos torrenciales se han producido.

El segmento intermedio incluye

los siguientes 500m estratigráficos y aunque se presentan intervalos cubiertos principalmente donde la litología es fina, los permanentes afloramientos hacen posible iden-tificar sus facies. Está formado por intercalaciones predominantes de lodolitas grises verdosas afectadas por procesos incipientes pedoge-néticos singenéticos, intervalos car-bonosos, algunas capas delgadas de carbón, capas grano decrecien-

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tes de areniscas intercaladas y con estratificación flaser al techo e intercalaciones rítmicas de lo-dolitas y arenitas con estratificación ondulada o plana paralela. Eventualmente se observa biotur-bación y cementación calcárea en las areniscas o algunas impregnadas de hidrocarburos. Las asociaciones de facies caracterizan ambientes transicionales asociados a sistemas costeros con canales mareales que varían hasta llanuras bajas y áreas pantanosas. Algunos autores consideran que la Fm Lisama corresponde a la transición de ambientes marinos someros de la Fm Umir a de-pósitos deltáicos y de planicies aluviales (Moreno et al. 2011, Nie et al. 2012).

Los 327 metros superiores son predominan-temente lodolitas varicoloreadas de tonos par-dos, verdosos rojizos y violáceos con eventuales sucesiones de areniscas grano decrecientes has-ta el techo de la unidad. Se relaciona este último segmento a un sistema fluvial de llanuras aluvia-les y ríos meándricos.

La edad de la Formación Lisama ha sido es-tablecida mediante palinología por la asociación Bombacacidites annae, Bombacacidites protofo-veoreticulatus, Corsinipollenites psilatus, Ephedri-pites vanegensis, Longapertites microfoveolatus, Mauritiidites franciscoi, Proxapertites operculatus, Proxapertites cursus, Retidiporites magdalenensis y Tetracolporopollenites spongiosus del Paleoceno Tardío (Pardo & Roche 2009).

2.3.2. Formaciones La Paz, Esmeraldas, Mugrosa y Colorado

Las Formaciones La Paz, Esmeraldas, Colora-do y Mugrosa fueron formalizadas por Morales et al. (1958) a partir de la compilación de trabajos inéditos realizados por la industria petrolera des-de el inicio de la exploración de hidrocarburos en la cuenca del VMM en 1920. Todas las locali-dades tipo están asociadas al Sinclinal de Nuevo

Mundo. Las dos primeras agrupadas por los au-tores en el Grupo Chorro y las dos siguientes en el Grupo Chuspas.

La Formación La Paz toma su nombre de la serranía o escarpe extendido entre el Río So-gamoso y el Río Lebrija, ríos que cortan per-pendicularmente a la unidad, al igual que el Río Sucio. El contacto con la Formación Lisama es neto, erosivo, mostrando un evidente cam-bio litológico y por ende en los medios sedi-mentarios y una fuerte activación de las áreas de aporte terrígenas. El espesor es bastante variable llegando a 1.500m al sur de la locali-dad tipo en dirección al cierre de la estructura sinclinal. En el flanco W del SNM, este llega a 400 m y podría adelgazar más hacia el NW (Ca-ballero et al. 2010). Según lo observado en el Río Sucio por Rodríguez (2012), los 50 metros de la base de la Formación La Paz están cons-tituidos por capas gruesas de conglomerados de guijos gruesos a cantos finos y a areniscas gruesas a finas (Fig. 10.1). Los clastos redon-deados de los conglomerados son compuestos de chert diagenético, biomicritas y biomicritas parcialmente silicificadas (derivados de la For-mación La Luna, Fig. 10.2), cuarzo y otros tipos de líticos de afinidad volcánica, sedimentaria y metamórfica. Las capas varían desde macrocu-neiformes de 5 metros de espesor a conjuntos de capas gruesas cuneiformes con estratifica-ción cruzada. Estas capas están separadas por arenitas de grano grueso a fino con estratifi-cación cruzada angular a laminación plano pa-ralela. Sobre este segmento continúa un con-junto de arenitas de grano medio a muy fino y lodolitas con moteado pardo y tonos violáceos por efectos de pedobioturbación. El segmento basal conglomerático se reconoce a nivel de Sinclinal de Nuevo Mundo, aunque cambie su textura (Caballero et al. 2010). La sucesión des-crita corresponde a ambientes de alta energía asociados a abanicos aluviales canaliformes y a ríos trenzados.

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Figura 10. Base de la Formación La Paz: 1. Con-junto de conglomerados y areniscas. 2. Detalle de los conglomerados de guijos donde resaltan clas-tos oscuros de la Formación La Luna.

Sobre esta sucesión se reconocen 120 metros donde predominan las lodolitas varicoloreadas, moteadas por procesos pedogenéticos e inter-calaciones subordinadas de areniscas conglo-meráticas y estratificación cruzada (Rojas, 1985; Caballero et al. 2010). Estas facies se desarrollan en llanuras de inundación con eventuales flujos de mayor energía. El conjunto mencionado según Morales et al. (1958), ha sido denominado el “Toro

Shale”, en la nomenclatura utilizada en la prospec-ción de hidrocarburos en el subsuelo, cuando se identifica.

El resto de la secuencia es un espeso seg-mento de 900m aproximadamente de areniscas muy gruesas a medias con estratificación cru-zada tangencial y en artesa, en capas amalga-madas de contactos erosivos, a veces definidos por niveles conglomeráticos y de intraclastos. En esta sucesión son escasas las intercalaciones de lodolitas grises que se dan principalmente hacia la base y el techo. Un típico y ampliamen-te desarrollado sistema de ríos trenzados ca-racteriza el segmento.

La edad de la Formación La Paz es Eoce-no Medio a Tardío con base en la asociación Cyclusphaera scabrata, Spirosyncolpites spiralis, Striatopollis catatumbus, Brevitricolpites micro-echinatus, Tetracolporopollenites transversalis, Foveotriporites hammenii, Monoporopollenites annulatus, Cricotriporites guianensis, Retimono-colpites retifossulatus y Polypodiisporites usmensis (Jaramillo & Dilcher, 2001; Pardo & Roche, 2009).

A la Formación Esmeraldas se le asignó la lo-calidad tipo por el Río Sogamoso en el Flanco E del Sinclinal de Nuevo Mundo. Su contacto infe-rior se define en el inicio del predominio de lo-dolitas sobre los paquetes arenosos de la Fm La Paz. Está compuesta por intercalación de capas de arenita gris a gris verdoso de grano fino a me-dio con alto contenido de líticos, mica y gruesos paquetes de arcillolitas varicoloreadas las que se hacen más oscuras por alto contenido de materia orgánica hacia el flanco W del SNM.

El contacto con la suprayacente Formación Mugrosa es al parecer discordante aunque este varía de W a E, siendo menos evidente en el flanco E del SNM (Caballero et al. 2010). La unidad se adelgaza al W al igual que al N pa-sando de 1.255m a cerca de 500m, coincidente

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con el aumento de las lodolitas grises oscuras. El ambiente corresponde a sistemas fluviales de llanuras aluviales y ríos meándricos que varían hacia el norte a llanuras bajas lacustres afecta-das al parecer por influencia marina, donde se desarrolla el nivel fosilífero “Los Corros” de gas-terópodos, bivalvos y macrofragmentos vegeta-les (Caballero et al. 2010).

Muestras palinológicas estudiadas por el primer autor de este documento en las que se reconoce la asociación Rhoipites guianensis, Re-titrescolpites magnus, Rhoipitess quarrosus, Tetra-colporopollenites transversalis y Retitrescolpites magnus caracterizan el Eoceno más tardío para la Formación Esmeralda.

La Formación Mugrosa deriva su nombre de la quebrada del mismo nombre. Según Caballero et al. (2010), es una unidad de lodolitas varicolo-readas donde predominan los colores rojizos y amarillos sobre los tonos grises. En estas se in-tercalan en mucha menor proporción capas de areniscas de grano muy grueso a conglomerá-ticas, grano decrecientes y con moderada conti-nuidad lateral. En la cuenca del VMM se reporta el horizonte fosilífero de La Cira, que no aflora en el SNM. Las características mencionadas corres-ponden a sistemas fluviales de llanuras aluviales y ríos meándricos. Como en las otras unidades su espesor disminuye hacia el sector norte del VMM pasando de 1.330m a menos de 600m al trazo de la Falla de Cimitarra. No es claro el contacto discordante reportado a la base, podría tratar-se de regímenes diferentes de subsidencia de la cuenca en ambientes semejantes.

La Formación Colorado toma su nombre del Río Colorado al sur del SNM en el Campo Cira – Infantas para definir una espesa secuencia de 1.250m que incluye el Horizonte fosilífero de “La Cira” con 100m de espesor. Este espesor aumenta en dirección de la Cordillera Oriental llegando a 2.500m (Morales et al. 1958). Yace

concordantemente sobre la Formación Mu-grosa y consta de areniscas conglomeráticas y conglomerados intercalados en lodolitas vari-coloreadas. Para Caballero et al. (2010) es una sucesión estrato creciente con facies que per-miten predecir abanicos aluviales canaliformes (ríos trenzados) hacia el SNM.

La edad de las Formaciones Colorado y Mu-grosa se ha asignado al Oligoceno tardío Mioce-no Temprano.

2.4. Estratigrafía del Neógeno

2.4.1. Grupo Real

De acuerdo a Morales et al. (1958) se de-nomina Grupo Real a la unidad del Neógeno cuya localidad tipo se establece en inmediacio-nes a la desembocadura de la Quebrada Real en el Río Opón al SW del SNM. En general es muy espesa formada a la base por 30m de con-glomerados de guijos de chert negro, cuarzo, arenisca y suprayacidos por más de 500m de areniscas guijosas con estratificación cruzada e intercalaciones de lodolitas varicoloreadas. Sobre estas se presentan 1.300m de lodolitas varicoloreadas y areniscas subordinadas con estratificación cruzada y otros 1.100m de are-niscas en las que son comunes los fragmentos de troncos silicificados o carbonizados. Sobre este material se presentan 500m de lodolitas varicoloreadas con intercalaciones de areniscas con grandes cantidades de hornblenda y augi-ta. Esta unidad se acumula discordantemente sobre la Formación Colorado en un contacto neto y contrastante. La edad del Grupo Real se ha asignado al Mioceno Tardío.

2.4.2. Grupo Mesa

Morales et al. (1958) agrupan en este conjun-to a todos los sedimentos del Mioceno superior que guardan semejanza a los de la Formación

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Mesa del sector más sur del VMM, donde se le ha asignado este nombre por las particulares geoformas a que dan lugar. Se trata de 575m acumulados discordantemente sobre el Grupo Real. Son acumulaciones volcano-sedimentarias de areniscas tobáceas, tobas andesíticas, aglo-merados e intercalaciones de arcillas, limos, con-glomerados y depósitos piroclásticos. Los clastos volcánicos son andesitas, dacitas y los materiales finos pumitas y cenizas. La parte superior de la unidad está compuesta por gravas, bloques, are-nas y limos intercalados que representan facies de abanicos torrenciales. La edad se asume que varía del Plioceno al Pleistoceno.

3. Marco Tectónico del Sector Norte del Valle Medio del Magdalena

3.1. FallasRegionalesqueDefinenel VMM y Evolución Geológica

3.1.1. Falla de La Salina

La Falla de La Salina corresponde a un sis-tema de falla inversa con vergencia al oeste y trazo regional SSW – NNE que desplaza rocas del Cretácico temprano sobre rocas del Cretáci-co tardío y Cenozoico del VMM (Acosta, 2002). Gómez et al. (2005a) la consideran como la falla maestra del borde W de la Cordillera Oriental y plantean que originalmente podría haberse desarrollado como una falla normal cuya reacti-vación e inversión condujo al levantamiento de la CO. Es la falla fundamental que constituye el límite tectónico entre el VMM sector sur y la Cordillera Oriental (Schamel, 1991) y finaliza de manera compleja en la Falla de Bucaramanga, donde no es claro si se bifurca contorneando los flancos oriental y occidental del Sinclinal de Nuevo Mundo. Fallas menores localizadas ha-cia la parte más norte se pliegan de acuerdo al trazo de la Falla de Bucaramanga y desaparecen por debajo de ésta dando la apariencia de que-dar fosilizadas por efecto de dicha falla.

Algunos autores consideran que la Falla de la Salina actuó como falla normal en el Jurásico Tar-dío y el Cretácico Temprano para luego reactivar-se e invertirse durante la Orogenia Andina (Co-lleta et al. 1990; Dengo & Covey, 1993; Cooper et al. 1995, entre otros), o al Paleógeno en el proce-so de estructuración asociado a la deformación penecontemporánea con la sedimentación de la Formación Lisama, pero que logra su mayor de-sarrollo asociada a la discordancia a la base de la Formación La Paz. No obstante, es claro que su efecto ha permanecido con mayor importancia durante el levantamiento de la Cordillera Orien-tal en el Sector sur del VMM.

3.1.2. Falla de Bucaramanga

La Falla de Bucaramanga (FB) se constituye en el elemento geotectónico más evidente del Norte de Colombia. Su dirección aproximada es N20°W y presenta un rasgo claramente definible en imágenes de satélite o cualquier otro sensor remoto y se prolonga hasta la Sierra Nevada de Santa Marta. Su implicación y temporalidad ha tenido múltiples interpretaciones, en la mayoría de las cuales, por su trazo en valles rectilíneos, se ha considerado como un sistema de fallas de rumbo de movimiento sinestral, con despla-zamiento aproximado de 100km y actividad re-ciente (Campbell, 1968; Tschanz et al. 1974; Ward et al. 1973; Gómez et al. 2005 b). De acuerdo a Ward et al. (1973), la expresión topográfica de la Falla de Bucaramanga se da en dirección sur del Río Cesar aunque hay trazos donde ésta es oscu-ra, como es el caso entre los municipios de Ábre-go y San Alberto donde presenta un “salto” de 20km y dichos autores interpretan una serie de lineamientos que equivaldrían al relevo. Algunos autores, sin embargo, sostienen que en muchos sectores en superficie son registrables los des-plazamientos verticales con movimiento ascen-dente y al oeste del bloque oriental, por lo tanto asociado al levantamiento del Macizo de San-tander. No obstante, no se reconoce una zona

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triturada o de brecha comparable a su expresión regional, pero sí buzamientos altos de las uni-dades mesozoicas y pre-mesozoicas, aunque en otras las capas están normales buzando hacia la falla (Ward et al. 1973).

El sistema de Fallas de Bucaramanga, conside-rando el trazo principal observable pero también las fallas paralelas y las estructuras asociadas, es consecuencia del historial de deformación del VMM, de la Cordillera Oriental y del Macizo de Santander. La estructuración que se reconoce de manera diferencial, como consecuencia del le-vantamiento de la Cordillera Central y la Serranía de Perijá en los depósitos del Cretácico, Paleóge-no y Neógeno, es muy evidente en la sísmica del sector norte del VMM, lo que permite suponer que ha sido afectada por influencia del sistema de fallas asociado a la FB y por lo tanto podría ésta tener una temporalidad aún no claramente establecida. Otro aspecto observable es la evolu-ción sedimentológica desde el Cretácico; las uni-dades del Cretácico en el Valle Medio del Mag-dalena VMM presentan apreciables variaciones litológicas con referencia a las unidades corre-lativas aflorantes al E de la Falla de Bucaraman-ga y aunque éstas se reconocen como parches sobre el basamento, el espesor y contenido de sedimentos terrígenos es sensiblemente mayor, igualmente hacia el sur donde aumenta aún más la tendencia del contenido de terrígenos sobre los materiales calcáreos. El conocimiento litoló-gico de dichas unidades en el VMM y la cordillera es aún limitado y por lo tanto las expectativas que podrían desprenderse de sus correlaciones y de su prospectividad.

3.1.3. Falla de La Palestina

El sistema de Fallas de La Palestina es el límite geotectónico oriental del basamento metamór-fico Neoproterozoico a Paleozoico inferior que conforma la Cordillera Central. Separa las rocas del basamento grenvilliano, los conjuntos su-

pracorticales paleozoicos y demás rocas meso-zoicas que conforman la Cordillera Oriental, la Serranía de San Lucas y La Serranía de los Mo-tilones o Macizo de Santander. Fue definida por Feininger (1970) (en Feininger et al. 1972) y car-tografiada en las planchas geológicas (2 mapas) denominadas I-9 y parte de H-9, H-10, I-10, J-9, J-10, localizadas al W del VMM y la Serranía de San Lucas (Feininger et al. 1970). Es al parecer una posible zona de falla multitemporal que po-dría haberse reactivado en diferentes episodios; originalmente formaría parte de la zona de su-tura del Paleozoico inferior ya que separa rocas metamórficas de bajo grado, representadas en los complejos de Cajamarca y Ayurá Montebello, cartografiadas por Feininger et al. (1970) bajo el descriptor “rocas metamórficas de la Cordille-ra Central al Oeste de la Falla de Otú”, de rocas grenvillianas aflorantes al E de la misma, en el sector de Puerto Berrío y cartografiadas como “Rocas Metamórficas al Este de la Falla de Otú”. En el Mesozoico durante el episodio ígneo aso-ciado a la subducción, varia a falla normal al ac-tuar de borde mesozoico extensivo generando la cuenca de “rift” (Sarmiento-Rojas et al. 2006). Podría interpretarse también como el borde más occidental de la cuenca de intra-arco, reciente-mente propuesta por Zuluaga et al. (2015). Fi-nalmente actuó como una falla inversa asociada al levantamiento inicial de la Cordillera Central desde inicios del Maastrichtiano (Gómez et al. 2003 y 2005 b) y en el Eoceno medio cuando se evidencia el levantamiento principal de la misma (Moreno et al. 2011).

3.1.4. Sistema de Fallas Paralelas a la Falla de Cimitarra

La Falla de Cimitarra se constituye en el límite sur de la Serranía de San Lucas. Es una falla con dirección N60°E paralela a un tren de fallas en la misma dirección a lo largo de la Serranía cuyo trazo llega hasta la Falla de Palestina y se pierde en los depósitos cuaternarios del Valle Medio del

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Figura 11. Interpretación de la evolución de la cuenca del Valle Medio del Magdalena sector norte desde el Jurásico al Maas-trichtiano. A. Fase extensiva asociada a subducción al W. La Falla de Palestina, posible antigua sutura, se comporta como un sistema de fallas normales que junto con un sistema al oriente, permiten se genere espacio de acomodación y se acumule en la cuenca un espesor del orden de 5.000m de sedimentos de origen volcánico (Formación Noreán). Asociado a la actividad ígnea se dan intrusiones subcontemporáneas (granitoide de San Lucas y los de la CO), todo sobre un basamento grenvilliano (Neis de San Lucas y de Bucaramanga) y de rocas neoproterozoicas y paleozoicas. El volcanismo llega hasta finales del Jurásico. B. El inicio de la sedimentación cretácica, para esta parte se da en el Hauteriviano, un poco más tardío que en la parte central de la Cuenca Cretácica, lo que incluye un período de no depósito y erosión. La sedimentación cretácica es continua a partir de depósitos continentales (Formación Tambor) y rápidamente se establece una cuenca de mar abierto con períodos progradantes poco representados y una máxima transgresión hacia el Turoniano (base de la Formación La Luna o Miembro Salada). A partir de esta unidad se inicia la regresión del Cretácico superior en facies de plataforma interna (Miembros Pujamana y Galembo). C. Al tope del Campaniano – Maastrichtiano Temprano cambia dramáticamente la configuración de la cuenca a un mar restringido que evoluciona a pantanos costeros, da lugar a la sedimentación de las lodolitas y arenitas terrígenas de la Formación Umir. El cambio en la configuración de la cuenca se relaciona con el inicio del levantamiento de la Cordillera Central, consecuencia de la acreción de la placa de Farallones y el punto de quiebre está relacionado con la reactivación de la Falla de Palestina.

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Magdalena. Las características morfotectónicas dan lugar a profundos valles que seccionan las ro-cas ígneas intrusivas (granitoide de San Lucas), las rocas volcano-sedimentarias (Formación Noreán), sin afectar tan notoriamente las rocas Cretácicas que afloran en superficie formando la franja NS del sector norte del VMM, pero que en el subsue-lo las desplazan o deforman con consecuencias menores sobre las rocas del Paleógeno. La Falla de Cimitarra subdivide la cuenca del Valle Me-dio del Magdalena en Sector Norte y Sector Sur y su trazo en el subsuelo coincide o es paralela a la Falla de Cantagallo (Schamel, 1991, Gómez et al. 2005 b); actúa como falla de alto ángulo (fa-lla de rumbo) y es el elemento geotectónico que controla la sedimentación tanto Paleógena como Neógena. Sus efectos en la evolución de la cuenca no han sido claramente estudiados.

4. Discusión y Evolución Geológica del Valle Medio del Magdalena

La actividad ígnea mesozoica se constituye en el preludio de la apertura y conformación de la Cuenca Cretácica Colombiana incluido el VMM. Esta se encaja sobre un basamento Meso Proterozoico grenvilliano (Neis de Bucaramanga y San Lucas), Neoproterozoico y del Paleozoico inferior (Rocas metamórficas de bajo grado y sedimentitas paleozoicas). Aunque aún es po-bremente conocido el marco tectónico origen de dicha fuerte actividad ígnea, esta es extensa a nivel regional y hacia el norte afecta los ba-samentos de las ancestrales Cordillera Central y Oriental (Macizo de Santander). Los datos petro-químicos la colocan en metaluminosa calcoal-calina geoquímicamente de tipo I, asociada sin excepción a subducción (Leal-Mejía et al. 2011). De manera que durante el Jurásico se genera el espacio de acomodación sobre el que se acu-mularían varios miles de metros de depósitos volcánicos (Formación Noreán), antecedidos y cortados por intrusiones ígneas (Granitoides de San Lucas, diques y cuerpos hipoabisales). En di-

rección sur en el Valle Superior del Magdalena se desarrollan depósitos equivalentes (Bayona et al. 1994). Como preludio a la actividad ígnea, rocas sedimentarias del Jurásico inferior (Forma-ciones Morrocoyal y Bocas), permiten apreciar el inicio Mesozoico de apertura de una cuenca extensiva asociada a la subducción.

A comienzos del Cretácico la actividad ígnea migra al W de la multitemporal Falla de Palestina y se da inicio a la conformación de la Cuenca Cre-tácica, la cual se abre de manera diferencial (Eta-yo et al. 1976; Fabre, 1985; Sarmiento-Rojas et al. 2006; 2011; Cediel et al. 2011, entre otros). La me-gasecuencia Cretácica del VMM se acumula en el sector norte de un amplio graben con orienta-ción general NNE-SSW, el cual se ha propuesto subdividido en las subcuencas Tablazo-Cocuy y Cundinamarca (Sarmiento-Rojas, 2006). Estas subcuencas estarían separadas por paleofallas de transferencia, que dan a las mismas velocida-des de subsidencia diferenciales y con espesores disímiles contrastantes (Sarmiento-Rojas, 1996). El Sector norte del VMM estaría ubicado en la primera subcuenca o bloque de menor subsi-dencia y aporte terrígeno. Las facies calcáreas o terrígenas de grano fino de las unidades (parte media de la Formación Rosa Blanca, Paja, Simití y la Formación La Luna), sustentan la forma de la cuenca en una plataforma abierta en dirección norte. Las áreas fuentes de los terrígenos están localizadas al oriente (áreas emergidas del Ma-cizo de Guyana). El inicio de la sedimentación es terrígena (Formación Tambor) y progresivamen-te la cuenca va profundizando pasando a los de-pósitos de bioesparitas de la Fm Rosa Blanca y luego a las biomicritas y lodolitas de la Fm Paja. Los depósitos de unidades correlativas afloran-tes en la Cordillera Oriental resaltan los interva-los regresivos en el Cretácico (Ward et al. 1973), que en el VMM corresponden a las Formaciones Tablazo y Calizas del Salto y podrían en el sector norte ser muy delgados por limitaciones en la progradación y sustentar el posible faltante en el

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área de Simití de la Fm Tablazo. Hacia el Turonia-no, como ha sido reportado no sólo en Colombia (Morales et al. 1958; Villamil, 1998; Guerrero et al. 2000), sino en muchas partes del mundo (ejem-plo las facies del Eagle Ford Shale), se presenta la máxima transgresión Cretácica y con ella el de-sarrollo de facies de mar abierto, representadas en el VMM por las biomicritas de foraminíferos plantónicos del Miembro Salada de la Formación La Luna. El resto de la Formación (Sarmiento et al. este volumen) muestra la progresiva someri-zación (Miembro Pujamana), hasta facies de mar abierto proximal con episódicas somerizaciones de frente costero inferior (Miembro Galembo) acumuladas durante el Campaniano.

A finales del Cretácico (Campaniano más tar-dío y Maastrichtiano), se inicia el levantamiento de la Cordillera Central producto del inicio la colisión de la Placa de Farallones contra la Placa Suramericana (Aspden et al. 1987; Gómez et al. 2003, Gómez et al. 2005 b, Caballero et al. 2010, Horton et al. 2010) que da lugar a la Cordillera Occidental. El efecto sobre la Cuenca Cretácica es evidente en unidades como las Formaciones Buscavida, La Tabla y Seca de la parte sur del VMM (Guerrero et al. 2000; Gómez et al. 2003), equivalentes temporales a la Formación Umir. Las condiciones del mar Cretácico abierto, dan paso a un mar cerrado, con apariencia de islas barrera, lagunas costeras, pantanos y finalmen-te en el Paleoceno al desarrollo de sistemas de llanuras aluviales (Sarmiento, 1994). En el sector norte se manifiesta con la conformación de un mar somero y restringido en el que se depositan las formaciones Umir y Lisama, con facies marino someras de baja energía hasta pantanos coste-ros y llanuras bajas al tope, con área de aporte, por su mineralogía, desde la ancestral CC y el Macizo de San Lucas.

El episodio de exhumación en el paleógeno de la Cordillera Central (Horton et al. 2010, Nie et al. 2012), con el consecuente basculamiento de la

Serranía de San Lucas, conlleva al fin de la Cuen-ca Cretácica y a la transformación en una cuenca de “foreland” en dos episodios: el primero gene-rando microcuencas que se rellenan en la medida en que la deformación avanzaba al oriente acu-mulando sedimentos aún transicionales y avalan-chas sindepositacionales en la parte inferior de la Formación Lisama, pero ya desarrollando una discordancia al Paleoceno Temprano, igualmente manifiesta en la Cordillera Oriental al tope de la Formación Guaduas (Sarmiento 1994, Guerrero & Sarmiento, 1996). El segundo episodio es la es-tructuración de pliegues estrechos hacia el borde oriental asociados al proceso de levantamiento y erosión con la conformación de una superficie discordante que Gómez et al. (2005 a y b) deno-minan la “Middle Magdalena Valley unconformi-ty”, preludio al inicio de la sedimentación de la Formación La Paz (Nie et al. 2012).

La discordancia del Valle Medio del Magdale-na es el límite estratigráfico y tectónico de ma-yor importancia porque debajo de este rasgo las rocas pre-Eocenas se reconocen deformadas y truncadas a escala regional no sólo en el VMM sino también en la Cordillera Oriental (Gómez et al. 2003, 2005 a y b, Bayona et al. 2008; Nie et al. 2012). A partir de la discordancia y durante el Eoceno Tardío y el Mioceno Temprano, se depo-sitan espesos conjuntos de rocas sedimentarias de conglomerados, areniscas y lodolitas repre-sentados en las formaciones La Paz y Esmeralda, Colorado y Mugrosa en ambientes que varían desde abanicos canaliformes en la base, hasta sistemas fluviales de llanuras de inundación y de ríos meándricos (Moreno et al. 2011). Este grue-so paquete de sedimentos que en el Sinclinal de Nuevo Mundo llega a tener más de 3.000 me-tros, presenta un desarrollo incipiente al norte del VMM, siendo la Falla de Cimitarra (simil o la misma Falla de Cantagallo en el Subsuelo) el límite geológico. Faltaría información para de-mostrar que se trata, la Falla de Cimitarra o Can-tagallo, de una falla de rumbo heredada, aso-

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ciada en el Eo-Oligoceno a la rápida subsidencia de la cuenca de “foreland” en este sector y pos-teriormente al Mioceno tardío Plioceno reacti-vado. La sedimentación Eoceno Tardío Oligoce-no, entonces cubre los depósitos decapitados como el paleoalto de Infantas, presenta al norte “onlaping”, y fuerte disminución de espesores. Estos materiales estarían parcialmente defor-mados en la parte centro-occidental del VMM y muy deformados y fallados hacia el oriente, pa-ralelo a la actual Falla de Bucaramanga produc-to de posteriores eventos de deformación del Neógeno causados por la acreción del Bloque de Panamá (Gómez et al. 2005 b, Caballero et al. 2010, Norton et al. 2010). El Arco de Cáchira se formó como uno de los rasgos efecto de tectó-nica presedimentación Eo-Oligocena y perma-neció levantado durante dicho intervalo o con una taza muy baja de subsidencia.

La compleja historia tectono estratigráfica se interrumpe con el desarrollo de la discordancia del Mioceno Medio, efecto del impacto de co-

lisión del Bloque Panamá (Duque-Caro, 1990). Varios son los efectos en la cuenca del VMM. En el oriente generando la Falla de Bucaramanga y asociada a este sistema la evolución de la exhu-mación del Macizo de Bucaramanga con veloci-dades de levantamiento tales que se produce la erosión de casi la totalidad del Cretácico y el Pa-leógeno y la exposición de rocas del basamen-to. En la cuenca se genera espacio de acomoda-ción y la sedimentación del grueso paquete que conforma el Grupo Real en general de ambien-tes correspondientes a flujos aluviales de piede-monte del Macizo en proceso de levantamiento y en el tope con la participación en diferentes rangos de rocas volcano-sedimentarias prove-nientes de la Cordillera Central (Gómez et al. 2005 b; Caballero et al. 2010). En el proceso final de exhumación del Macizo de Bucaramanga se hacen evidentes los desplazamientos hacia el NW de la FB y el sistema de fallas asociadas ple-gando incluso estructuras como la parte norte del Sinclinal de Nuevo Mundo y a los planos de falla de paralelos (Fig. 12).

Figura 12. Corte geológico es-quemático basado en la sísmica hacia la parte media del VMM sector norte destacando las unidades geológicas. Nótese que San Lucas es una flexión y la estructuración migra de E a W hasta la progresiva exhumación de la Cordillera Oriental (Macizo de Santander).

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Agradecimientos

Los autores agradecemos la apreciable colaboración del Geólogo Stan Jum-per de Lewis EnergyGroup en la consecución de la información y discusión de la misma. A los Geólogos Diana Daza, Carlos Guerrero, Juan David Ro-dríguez, Francisco Trujillo quienes contribuyeron en colectar y procesar in-formación con sus trabajos de grado del Departamento de Geociencias y a la Geóloga Isaura Rodríguez por su participación en la fase de campo. A los profesores del Departamento de Geociencias Carlos Zuluaga, Sergio Gaviria y Juan Carlos Molano copartícipes de las discusiones geológicas. Al estudiante de doctorado Geólogo Germán Bonilla con quien permanente-mente aprendemos geología. Al Laboratorio de Caracterización Litológica del Departamento de Geociencias construido con el esfuerzo de entidades como la Agencia Nacional de Hidrocarburos, Colciencias, el Servicio Geoló-gico Colombiano, la Universidad Nacional y otras entidades que le apuestan al desarrollo científico y académico de Colombia.

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