Memoria Antioquia

¡Siente tu bandera,cree en tu país!

Escala 1:400.000Memoria Explicativa

2001

Mapa Geológico del Departamento de Antioquia

REPÚBLICA DE COLOMBIAMINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA

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

INGEOMINAS

MAPA GEOLÓGICO DEL DEPARTAMENTODE ANTIOQUIA

GEOLOGÍA, RECURSOS MINERALES Y AMENAZAS POTENCIALES

ESCALA 1:400.000

INFORME TÉCNICO PREPARADO POR:

HUMBERTO GONZÁLEZ I.

MEMORIA EXPLICATIVA

2001

JULIAN O ESCALLON

Humberto González I.

INGEOMINAS 3

CONTENIDOPág.

AGRADECIMIENTOS .................................................................................................................. 13

RESUMEN ....................................................................................................................................... 15

1. INTRODUCCIÓN ......................................................................................................................... 17

2. GENERALIDADES ......................................................................................................................... 192.1. LOCALIZACIÓN ................................................................................................................... 192.2. FISIOGRAFÍA ......................................................................................................................... 19

2.2.1. Cordillera Occidental ............................................................................................... 192.2.2. Cordillera Central ..................................................................................................... 192.2.3. Valle del Río Atrato y Región de Urabá ............................................................... 222.2.4. Cañón del Río Cauca ................................................................................................ 222.2.5. Valle del Río Magdalena .......................................................................................... 22

2.3. HIDROGRAFÍA ...................................................................................................................... 222.3.1. Cuenca del Río Magdalena ..................................................................................... 222.3.2. Cuenca del Río Cauca .............................................................................................. 24

2.3.2.1.Subcuenca del Río Nechí ............................................................................ 242.3.2.2. Subcuenca del Río San Juan ...................................................................... 24

2.3.3. Cuenca del Mar Caribe ............................................................................................ 242.3.3.1. Subcuenca del Atrato ................................................................................. 242.3.3.2. Subcuenca de la Serranía de Abibe.......................................................... 25

2.4. CLIMA ...................................................................................................................................... 252.5. ZONAS DE VIDA VEGETAL .............................................................................................. 272.6. SUELOS .................................................................................................................................... 272.7. SÍNTESIS DEL MEDIO NATURAL.................................................................................... 312.8. ACTIVIDAD ECONÓMICA ............................................................................................... 322.9. VÍAS DE COMUNICACIÓN .............................................................................................. 332.10. POBLACIÓN ......................................................................................................................... 332.11. FUENTES DE INFORMACIÓN .......................................................................................... 342.12. METODOLOGÍA .................................................................................................................... 37

3. ESTRATIGRAFÍA ......................................................................................................................... 393.1. PROTEROZOICO ................................................................................................................... 39

3.1.1. Neises Cuarzo Feldespáticos de San Lucas (Pεnsl) ............................................ 403.1.1.1. Metamorfismo-Edad ................................................................................... 41

3.1.2. Complejo de Puquí (Pεnp, Pεap, Pεmtp) ............................................................. 413.1.2.1. Edad ............................................................................................................... 43

3.1.3. Granulitas y Migmatitas de El Retiro (Pεgr) ........................................................ 443.1.3.1. Metamorfismo .............................................................................................. 46

Memoria explicativa del Mapa geológico del Departamento de Antioquia

4 INGEOMINAS

Pág.

3.2. PALEOZOICO ............................................................................................................ 473.2.1. Ordovícico .................................................................................................................... 48

3.2.1.1. Formación La Cristalina (Olc) .................................................................... 483.2.1.2. Metasedimentitas de Aquitania (Oa) ........................................................ 493.2.1.3. Metasedimentitas de Sinifaná (Pzms) ....................................................... 503.2.1.4. Metamorfismo. .............................................................................................. 50

3.2.2. Complejo Cajamarca (Pznf, Pzes, Pzev, Pzei, Pzq, Pzm)................................... 513.2.2.1. Neises Cuarzo Feldespáticos y Alumínicos - (Pznf y Pznl) ............... 523.2.2.2. Esquistos Cuarzo-Sericíticos (Pzes). ....................................................... 543.2.2.3. Esquistos Actinolítico - Cloríticos (Pzev) ............................................... 563.2.2.4. Esquistos Intercalados (Pzes + Pzev ) .................................................... 573.2.2.5. Cuarcitas (Pzq) ........................................................................................... 573.2.2.6. Mármoles (Pzm) ......................................................................................... 583.2.2.7. Metamorfismo ............................................................................................ 593.2.2.8. Edad ............................................................................................................. 63

3.2.3. Anfibolitas (Pza) ......................................................................................................... 653.2.3.1. Metamorfismo ............................................................................................ 663.2.3.2. Origen y Edad ............................................................................................ 67

3.2.4. Intrusivos Néisicos Sintectónicos (Pzin) ................................................................. 673.2.4.1. Edad ............................................................................................................. 70

3.3. MESOZOICO ........................................................................................................................... 723.3.1. Stock de Amagá (TRga) ............................................................................................ 76

3.3.1.1. Edad ............................................................................................................. 733.3.2. Stocks Adamelíticos (TRa) ........................................................................................ 74

3.3.2.1. Edad ............................................................................................................. 753.3.3. Conjunto Volcánico de la Malena (Jvm) ................................................................ 753.3.4. Batolito de Segovia (Jdse) .......................................................................................... 76

3.3.4.1. Origen y Edad ............................................................................................ 773.3.5. Stock La Tinta (Jdt) ..................................................................................................... 773.3.6. Batolito de Sonsón (Jts) .............................................................................................. 77

3.3.6.1. Origen y edad. ............................................................................................ 803.3.7. Diorita de Pueblito (Kidp) ......................................................................................... 80

3.3.7.1. Origen y Edad. ........................................................................................... 813.3.8. Rocas Ultramáficas ..................................................................................................... 81

3.3.8.1. Ultramafitas de Romeral (Kiu) ................................................................ 833.3.8.1.1. Ituango ....................................................................................... 833.3.8.1.2. San Andrés de Cuerquia ......................................................... 843.3.8.1.3. Sucre ........................................................................................... 853.3.8.1.4. Heliconia .................................................................................... 863.3.8.1.5. La Loma .................................................................................... 87

3.3.8.2. Ultramafitas de Campamento ................................................................ 873.3.8.3. Rocas de Talco y Talco-Tremolita ........................................................... 89


INGEOMINAS 5

Pág.

3.3.8.4. Serpentinita al sureste de Yalí ................................................................. 893.3.8.5. Dunitas de Medellín (Kium) .................................................................... 903.3.8.6. Ultramafitas relacionadas a Stocks Gabroides ..................................... 923.3.8.7. Ultramafitas Cordillera Occidental (Kum) ........................................... 92

3.3.9. Gabros .......................................................................................................................... 933.3.9.1. Stock de Yarumal (Kigy) .......................................................................... 933.3.9.2. Cuerpos Menores de Metagabro al Este de Yarumal (Kig) .............. 933.3.9.3. Gabro Pueblito (Kigp) .............................................................................. 94

3.3.9.3.1. Origen y Edad .......................................................................... 953.3.9.4. Gabro de San Francisco (Kigsf) .............................................................. 963.3.9.5. Gabro de Romeral (Kigr) ......................................................................... 96

3.3.9.5.1. Edad ........................................................................................... 973.3.10. Complejo Arquía (Kica) .......................................................................... 97

3.3.10.1. Anfibolitas ................................................................................. 983.3.10.2. Esquistos Anfibólicos .............................................................. 983.3.10.3. Esquistos Sericítico-Grafitosos ................................................ 993.3.10.4. Metamorfismo ........................................................................... 993.3.10.5. Edad .......................................................................................... 100

3.3.11. Vulcanitas Básicas (Kiv) ......................................................................................... 1003.3.11.1.Vulcanitas de Segovia (Kivs) .................................................................. 1013.3.11.2. Metabasaltos de San Pablo (Kivsp) ...................................................... 1023.3.11.3. Vulcanitas del Complejo Quebradagrande (Kivgq) ......................... 103

3.3.11.3.1. Edad....................................................................................... 1043.3.11.4. Volcánico del Barroso (Ksvb) ............................................................... 105

3.3.11.4.1. Chert Interestratificadoy Rocas Clásticas finas - (Kslb) ........................................ 106

3.3.11.4.2. Metamorfismo..................................................................... 1063.3.11.4.3. Edad....................................................................................... 107

3.3.11.5. Volcánico de Uramita (Ksvu) ............................................................... 1093.3.12. Sedimentitas Cretácicas (Kis) ................................................................................. 109

3.3.12.1. Sedimentitas al Este de Segovia (Kiss) .................................................1103.3.12.2. Sedimentitas de Amalfi (Kisam) ...........................................................1113.3.12.3. Sedimentitas de San Luis (Kissl) ...........................................................1123.3.12.4. Formación San Pablo (Kisp) .................................................................. 1133.3.12.5. Formación La Soledad (Kils) .................................................................1143.3.12.6. Formación Abejorral (Kisa) ................................................................... 1153.3.12.7. Sedimentitas del Complejo Quebradagrande (Kisqg) ...................... 1173.3.12.8. Grupo Cañasgordas-Formación Penderisco (Ksu, Ksn) ................... 118

3.3.12.8.1. Miembro Urrao (Ksu)1 ........................................................ 1183.3.12.8.2. Miembro Nutibara (Ksn) ....................................................1193.3.12.8.3. Edad - Correlaciones ...........................................................120

3.3.13. Stock de Cambumbia (Kidc) ...................................................................................120


6 INGEOMINAS

Pág.

3.3.13.1. Edad ........................................................................................................... 1213.3.14. Stock de Támesis (Kitt) ............................................................................................ 121

3.3.14.1. Edad ........................................................................................................... 1223.3.15. Stock de Altavista (Kida) ........................................................................................ 122

3.3.15.1 Origen y Edad .......................................................................................... 1223.3.16. Adamelitas (Kia) ....................................................................................................... 123

3.3.16.1. Edad ........................................................................................................... 1243.3.17. Stock El Pescado (Kstp) ........................................................................................... 124

3.3.17.1. Edad ........................................................................................................... 1253.3.18. Batolito de Sabanalarga (Ksts) y Stock de Buriticá (Kstb) ................................ 125

3.3.18.1. Origen y Edad .......................................................................................... 1273.3.19. Diorita de Heliconia (Ksdh) .................................................................................... 128

3.3.19.1. Origen y Edad .......................................................................................... 1283.3.20. Batolito Quebrada Maní (Kstm) ............................................................................ 129

3.3.20.1. Edad ........................................................................................................... 1293.3.21. Batolito Antioqueño (Ksta) ..................................................................................... 130

3.3.21.1. Cuerpos Relacionados ............................................................................ 1333.3.21.1.1. Cúpula de La Unión (Kstu) ............................................... 1333.3.21.1.2. Batolito de Ovejas (Ksto) .................................................... 1353.3.21.1.3. Stock de Belmira (Kstb) ....................................................... 1353.3.21.1.4. Diques ..................................................................................... 136

3.3.21.2. Origen y Edad .......................................................................................... 1363.3.22. Stocks de Tres Mundos (Kgtm) .............................................................................. 1383.3.23. Stock de Aquitania (Kcma) ..................................................................................... 1383.3.24. Gabro de Altamira (Ksga) ....................................................................................... 139

3.3.24.1. Relaciones-Edad ....................................................................................... 1393.3.25. Complejo Santa Cecilia - La Equis (Ksvx) ............................................................ 139

3.3.25.1. Origen y Edad .......................................................................................... 1413.4. CENOZOICO ..................................................................................................................... 141

3.4.1. Batolito de Mandé (Pggm) ...................................................................................... 1423.4.1.1. Origen y Edad .......................................................................................... 144

3.4.2. Andesita de Buriticá (Pgab) .................................................................................... 1453.4.2.1. Origen y Edad .......................................................................................... 145

3.4.3. Stocks Monzodioríticos (Ngmd) ........................................................................... 1463.4.3.1. Origen y Edad .......................................................................................... 147

3.4.4. Batolito de Farallones (Ngtf) ................................................................................... 1483.4.4.1. Origen y Edad .......................................................................................... 148

3.4.5. Volcánico Páramo de Frontino (Ngvpf) ............................................................... 1493.4.6. Rocas Hipoabisales Porfídicas (Ngpa), (Ngpd) ................................................... 150

3.4.6.1 Pórfidos Andesíticos (Ngpa) .................................................................. 1503.4.6.1.1. Pórfidos Andesíticos Micáceos ............................................ 1513.4.6.1.2. Pórfidos Andesíticos Hornbléndicos ................................... 151


INGEOMINAS 7

Pág.

3.4.6.2. Andesitas Augíticas Porfídicas (Ngpa) ...............................................1523.4.6.3. Pórfidos Dacíticos (Ngpd). .....................................................................1533.4.6.4. Origen y Edad ..........................................................................................153

3.4.7. Cuencas Sedimentarias ...........................................................................................1533.4.7.1. Cuenca del Magdalena Medio ..............................................................154

3.4.7.1.1. Formación Mesa (Ngm) ........................................................1543.4.7.2. Cuenca del Bajo Cauca .............................................................................155

3.4.7.2.1. Formación Caucasia (Ngca) .................................................1553.4.7.2.2. Formación Tarazá (Ngt) .......................................................1553.4.7.2.3. Terrazas Aluviales (Qt) .........................................................156

3.4.7.3. Cuenca Amagá - La Pintada - Bolombolo ..........................................1633.4.7.3.1. Formación Amagá (Pgai) (Pgam) (Ngas) ..........................164 3.4.7.3.1.1. Origen y Edad ....................................................1673.4.7.3.2. Formación Combia (Ngc) .....................................................167 3.4.7.3.2.1. Origen y Edad ....................................................169

3.4.7.4. Cuenca Urabá - Río Atrato ....................................................................1703.4.7.4.1. Cinturón de San Jacinto ........................................................1723.4.7.4.2. Cinturón Sinú .........................................................................1723.4.7.4.3. Bloque Chocó ..........................................................................174

3.4.8. Aluviones (Ngal), (Qal) y Terrazas (Qt) ...............................................................1763.4.8.1. Aluviones de Amalfi (Ngal) ...................................................................1763.4.8.2. Aluviones Recientes (Qal) ......................................................................1773.4.8.3. Terrazas (Qt) ............................................................................................177

4. TECTÓNICA ...................................................................................................................................179

5. RECURSOS MINERALES ...........................................................................................................1855.1. ZONA OCCIDENTAL .........................................................................................................189

5.1.1. Distrito Minero del Centro ......................................................................................1895.1.2. Distrito Minero de Mandé.......................................................................................192

5.1.2.1. Prospecto Pantanos-Pegadorcito ..........................................................1935.1.2.2. Prospecto Murindó ..................................................................................193

5.1.3. Distrito Minero de Dabeiba ....................................................................................1935.1.4. Distrito Minero del Suroeste ...................................................................................1945.1.5. Distrito Minero de Urabá ........................................................................................1955.1.6. Distrito Minero del Cauca.......................................................................................196

5.2. ZONA CENTRAL .................................................................................................................1975.2.1. Batolito Antioqueño .................................................................................................1975.2.2. Distrito de Sonsón ....................................................................................................202

5.3. ZONA ORIENTAL ................................................................................................................2035.3.1. Distrito Bajo Cauca - Nechí ....................................................................................2035.3.2. Distrito Zaragoza - Segovia - Remedios ...............................................................206


8 INGEOMINAS

Pág.

5.3.3. Distrito Amalfi -Anorí ............................................................................................. 2075.3.4. Distrito Puerto Berrío - Maceo - Puerto Triunfo ................................................. 2085.3.5. Distrito de Yarumal ..................................................................................................210

6. EVOLUCION GEOLÓGICA ........................................................................................................ 211

7. AMENAZAS GEOLÓGICAS ....................................................................................................2197.1. DESLIZAMIENTOS ..............................................................................................................2207.2. INUNDACIONES .................................................................................................................2207.3. AVENIDAS TORRENCIALES ............................................................................................ 2227.4. TERREMOTOS ..................................................................................................................... 2227.5. OTROS FENÓMENOS NATURALES ............................................................................... 223

8. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS ...................................................................................... 227

LISTA DE FIGURAS1. Localización y límites del Departamento de Antioquia ........................................................ 20

2. Regiones fisiográficas y relieve del Departamento de Antioquia ........................................ 21

3. Regiones hidrográficas del Departamento de Antioquia ...................................................... 23

4. Mapa de precititación promedia en el Departamento de Antioquia .................................. 26

5. Zonas de vida vegetal en el Departamento de Antioquia ..................................................... 28

6. Mapa de suelos del Departamento de Antioquia ................................................................... 29

7. Planchas 1:100.000, Departamento de Antioquia, según división IGAC. ......................... 35

8. Mapa geológico del Departamento Antioquia. ....................................................................... 36

9. Isocrona Rb/Sr obtenida sobre rocas migmatíticas del Complejo de Puquí .................... 44

10. Localización de cuerpos ultramáficos relacionados con los sistemastectónicos del occidente colombiano. ........................................................................................ 82

11. Mapa geológico generalizado de la Dunita de Medellín ....................................................... 91

12. Localidades fosilíferas en el Departamento de Antioquia ................................................... 108


INGEOMINAS 9

Pág.

13. Sección de referencia de la Formación Abejorral, en la Quebrada la Honda ................. 116

14. Esquema de la columna Estratigráfica del nivel de terraza 2, Bajo Cauca ..................... 157

15. Esquema de la columna estratigráfica del nivel de terraza 3, Bajo Cauca ...................... 159

16. Esquema de la columna estratigráfica del nivel de terraza 4, Bajo Cauca ...................... 160

17. Columnas generalizadas de la Formación Amagá ............................................................... 165

18. Mapa geotectónico del NW colombiano ................................................................................. 171

19. Esquema estratigráfico del Cinturón del Sinú ....................................................................... 173

20. Modelo tectónico para Colombia y áreas adyacentes .......................................................... 180

21. Sistema de fallas principales en el Departamento de Antioquia ....................................... 181

22. Zonas geológico-geográficas del Departamento de Antioquia .......................................... 186

23. Principales ocurrencias minerales en la Zona Occidental delDepartamento de Antioquia ..................................................................................................... 190

24. Principales ocurrencias minerales en la Zona Central delDepartamento de Antioquia ..................................................................................................... 198

25. Ocurrencias minerales en la Zona Oriental delDepartamento de Antioquia ..................................................................................................... 204

26. Esquema de terrenos geológicos del Departamento deAntioquia, según Etayo et al. (1983) ....................................................................................... 212

27. Esquema de terrenos geológicos del Departamento deAntioquia, según Restrepo y Toussaint (1988) ...................................................................... 213

28. Deslizamientos en el Departamento de Antioquia. Período 1920-1995 ........................ 221

29. Sismofuentes en el territorio colombiano ................................................................................ 224

30. Zonificación de amenaza sísmica en Colombia .................................................................... 225


10 INGEOMINAS

LISTA DE TABLAS1. Pisos térmicos, extensión y temperaturas. Departamento de Antioquia ........................... 25

2. Síntesis del medio natural en el Departamento de Antioquia ............................................. 31

3. Análisis modales en muestras con ortopiroxeno del Complejo de Puquí .......................... 43

4. Análisis modales de granulitas y neises de El Retiro .............................................................. 45

5. Fauna de la Formación La Cristalina ........................................................................................ 49

6. Composición de neises feldespáticos y alumínicos del Complejo Cajamarca ................... 54

7. Análisis modales de esquistos sericíticos y cloríticos y de cuarcitasdel Complejo Cajamarca .............................................................................................................. 55

8. Distribución de unidades litológicas del Complejo Cajamarca,dentro de las facies y zonas de metamorfismo regional ........................................................ 60

9. Cambios mineralógicos a través de las facies y zonas demetamorfismo regional en el Complejo Cajamarca ............................................................... 61

10. Paragénesis metamórficas más comunes en las diferenteslitologías del Complejo Cajamarca ............................................................................................ 62

11. Zonación mineral y facies de metamorfismo de contacto en metapelitasy metabasitas en la aureola de contacto del Batolito Antioqueño ....................................... 63

12. Análisis modales de algunas anfibolitas en Antioquia .......................................................... 66

13. Edades isotópicas en Anfibolitas, Departamento de Antioquia .......................................... 68

14. Composición promedia de algunos cuerpos Intrusivos NéisicosSintectónicos en el Departamento de Antioquia ..................................................................... 69

15. Edades radiométricas en Ortoneises (Intrusivos NéisicosSintectónicos) del Departamento de Antioquia ...................................................................... 70

16. Análisis modales y químicos del Stock de Amagá .................................................................. 73

17. Análisis modales y químicos del Batolito de Sonsón .............................................................. 79


INGEOMINAS 11

Pág.

18. Análisis modales y químicos de diferentes cuerpos de gabro.Departamento de Antioquia ....................................................................................................... 94

19. Minerales metamórficos y distribución en las series facies demetamorfismo regional en el Complejo Arquía. ..................................................................... 99

20. Análisis químicos y norma CIPW de vulcanitas delComplejo Quebradagrande ....................................................................................................... 104

21. Fauna de las localidades fosilíferas en la CordilleraOccidental, Departamento de Antioquia ............................................................................... 107

22. Localidades fosilíferas cretácicas y edad en la CordilleraCentral, Departamento de Antioquia ..................................................................................... 111

23. Variación en la composición modal de las diferentes facies del Batolito deSabanalarga .................................................................................................................................. 126

24. Distribución porcentual de diferentes litologías en elBatolito Antioqueño y composición modal promedia .......................................................... 130

25. Rango de valores modales para diferentes facies del BatolitoAntioqueño y composición química promedia ...................................................................... 131

26. Análisis químicos de rocas del Batolito Antioqueño y composición normativa ............. 132

27. Análisis modales y químicos de cuerpos relacionadosgenéticamente con el Batolito Antioqueño ............................................................................. 134

28. Rangos de composición modal en el Batolito de Mandé ..................................................... 143

29. Análisis modales de stocks monzodioríticos de la CordilleraOccidental en el Departamento de Antioquia ....................................................................... 147

30. Análisis modales, composición química y norma CIPW del BatolitoFarallones ...................................................................................................................................... 149

31. Análisis modales de porfídicos andesíticos y dacíticosen el Departamento de Antioquia ............................................................................................ 151

32. Distribución de minerales pesados, fracción no magnética,Terrazas Río Cauca ..................................................................................................................... 162


12 INGEOMINAS

Pág.

33. Nomenclatura estratigráfica y correlaciones en la Cuenca del Rio Cauca ...................... 168

34. Producción de Oro y Plata en Antioquia ............................................................................... 187

35. Producción minera en Antioquia 1987-1994 ......................................................................... 188

36. Depósitos minerales en la Zona Occidental de Antioquia,distritos Centro y Mandé ........................................................................................................... 192

37. Depósitos minerales en la Zona Occidental de Antioquia.Distrito Dabeiba ........................................................................................................................... 193

38. Depósitos minerales Zona Occidental de Antioquia.Distritos suroeste, Urabá y Cauca ............................................................................................ 195

39. Depósitos minerales en la Zona Central de Antioquia ........................................................ 199

40. Depósitos minerales en la Zona Oriental de Antioquia ....................................................... 204

41. Episodios mineralizantes y paragénesis Mina La Bramadora ............................................ 206

42. Depósitos minerales Zona Oriental de Antioquia, distribuidosen Puerto Berrío, Maceo, Puerto Triunfo y Yarumal ............................................................ 207


INGEOMINAS 13

AGRADECIMIENTOS

El Mapa Geológico del Departamento deAntioquia y su memoria son el resultado deltrabajo de muchos investigadores y mineros,que con su esfuerzo han contribuido al co-nocimiento geológico - minero de una regiónprivilegiada por sus recursos y sus gentes.Sin ellos no hubiese sido posible alcanzar losresultados que hoy se presentan. La comu-nidad científica en general y la antioqueñaen particular, siempre le estarán agradeci-dos por su contribución.

Especial agradecimiento a las autoridades de-partamentales que han apoyado y financia-do la publicación.

A las directivas del INGEOMINAS que consus políticas generales de divulgación han per-mitido la ejecución del proyecto.

A los estudiantes Magdalí Holguín, Ana Cris-tina Londoño y Cristian Velásquez; a lasdibujantes Beatriz H. Valencia y MargaritaRodríguez y a la secretaria Ana LeidaRestrepo por su paciente labor durante lostrabajos de recopilación, dibujo ymecanografia.

A todas aquellas personas que directa o indi-rectamente han contribuido a la ejecución delmapa y elaboración de su memoria.


INGEOMINAS 15

RESUMENEl Departamento de Antioquia se encuentralocalizado en la región noroccidental de Co-lombia, sobre la cadena de Los Andes en lascordilleras Central y Occidental. Cubre unárea de 63.612 km².

Las rocas que afloran en esta área varían enedad desde el Proterozoico - Paleozoico infe-rior hasta el Holoceno y en origen, desdeígneas a metamórficas y sedimentarias. Lasrocas del Proterozoico aparecen como bloquestectónicos, posiblemente alóctonos en la Cor-dillera Central y corresponden a metamorfitasde medio a alto grado, afectadas pordiaftóresis. Las rocas del Paleozoico inferiorincluyen lutitas ligeramente metamorfoseadas,con graptolites del Ordovícico y rocaspolimetamórficas del Paleozoico inferior a su-perior, del Complejo Cajamarca, que consti-tuyen gran parte del núcleo de la CordilleraCentral y fueron intruídos durante lasorogenias Acadiana y Hercínica, porintrusivos sintectónicos de estructura néisicay durante el Triásico por plutonesadamelíticos produciendo una aureola de con-tacto con minerales metamórficos en desequi-librio termodinámico con los formados duran-te el metamorfismo regional. El metamorfis-mo del complejo polimetamórfico es de bajapresión, caracterizado por la presencia decordierita y andalucita en rocas pelíticas, conescasez de granate y zonas estrechas de altogrado de metamorfismo, rodeadas por zonasmás amplias de bajo grado.

Durante el Jurásico, se emplazaron en laparte axial y en el flanco oriental de la Cor-dillera Central los batolitos de Segovia ySonsón de composición cuarzodiorítica atonalítica, a los cuales se asociaron impor-

tantes mineralizaciones hidrotermales deAu-Ag, con sulfuros básicos asociados ystocks adamelíticos; durante la transgresióndel Cretácico Inferior se depositaron lassedimentitas de Segovia, San Luis,Abejorral, La Soledad, San Pablo y Amalfi,algunas de las cuales están asociadas coneventos volcánicos oceánicos, toleíticos. Du-rante el Cretácico Inferior se intruyeron, so-bre ambos flancos de la Cordillera Central,plutones de composición adamelítica atonalítica, siendo en términos generales, másabundantes y alcalinos en el borde oriental.

Toleítas cretácicas de la Formación Barroso,afines a las generadas en arcos volcánicosinmaduros, se extienden al oeste de la zonade fallas Romeral, paleozona de sutura a lolargo de la cual se emplazaron, durante elCretácico, ofiolitas y rocas metamórficas demedia-alta presión. En la Cordillera Occiden-tal, sobre las vulcanitas se depositaron sedi-mentos turbidíticos de origen terrígeno, Miem-bro Urrao, los cuales se interdigitan hacia eloccidente con sedimentos biogénicos y quími-cos del Miembro Nutibara de la FormaciónPenderisco, Grupo Cañasgordas.

Durante el Cretácico tardío-Paleoceno seintruyeron en la Cordillera Central, el BatolitoAntioqueño y los plutones relacionados, for-mando una aureola de contacto bien defini-da sobre las metamorfitas del ComplejoCajamarca, superponiendo efectos térmicos alos desarrollados por metamorfismo regional.

Plutones sintectónicos, de composicióntonalítica a monzonítica, se emplazaron en elflanco occidental de la Cordillera Occidentaldurante el Eoceno temprano, como inicio de


16 INGEOMINAS

un ciclo de actividad magmática que seextiendió hasta finales del Mioceno, con la in-trusión del Batolito de Farallones.Mineralizaciones hidrotermales de Au-Ag, concantidades menores de sulfuros, se encuentranen el borde de estos cuerpos, así como en susaureolas de contacto. Sobre el flanco occiden-tal y en gran parte relacionados con el cañóndel Río Cauca, afloran intrusivossubvolcánicos de composición andesítica yedad Mioceno-Plioceno, a los cuales están re-lacionados eventos mineralizantes en la zonade El Zancudo y Otra Mina. La sedimenta-ción cenozoica tanto en la cuenca del Magda-lena como del Cauca es continental, mientrasque en la de Urabá es marina a transicional,continental. La depositación de sedimentoscontinentales con mantos explotables de car-bón en la región de Amagá, se efectuó en unacuenca de tracción relacionada con el Siste-ma de Fallas Romeral. En esta región, depósi-tos volcánicos y volcanoclásticos de la For-mación Combia cubren discordantemente lasformaciones más antiguas.

Los valles de los ríos Magdalena, Cauca,Atrato y sus afluentes mayores presentan de-pósitos aluviales del Cuaternario, de espesory compactación muy variables. En las cuen-ca del Atrato y del Cauca, se han diferencia-do los niveles de terrazas más antiguos en elCuaternario, por su importancia en la explo-tación aurífera.

Estructuralmente, la Cordillera Central estálimitada por grandes sistemas de fallas:Romeral al occidente separándola de la Cor-dillera Occidental y Palestina-Mulato, al este,que delimita la depresión geomorfológica delValle del Magdalena. Sin embargo, al orienteparece ser más importante en la evolución es-tructural y tectónica de esta cordillera la Fa-lla Otú-Pericos, que la delimitaríageológicamente de la Cordillera Oriental. Las

unidades relacionadas con estos sistemas defallas desarrollan una esquistosidad o folia-ción cataclástica, por metamorfismo dinámi-co, que se superpone a la esquistosidad o es-tratificación de las rocas originales y aún esperceptible en algunas rocas ígneas.

El intenso plegamiento y fallamiento, los le-vantamientos y eventos magmáticos que du-rante las diferentes orogenias afectaron la re-gión, modifican y oscurecen las relaciones es-tratigráficas y estructurales originales, entrelas diferentes unidades litológicas.

Antioquia se ha caracterizado por su produc-ción minera, en especial de oro; fue el princi-pal productor en el país hasta el año anterior,aunque por mano de obra ocupada y lo querepresenta en la economía del departamento,son más importantes las explotaciones de ma-terias primas no metálicas empleadas en lasindustrias de la construcción: cemento, cerá-mica, vidrio, agregados y asbestos. Carbonessub-bitumimosos de la región de Amagá sonotro recurso importante factible de un mayordesarrollo.

La Cordillera Occidental presenta algunos pros-pectos de interés para depósitos diseminados deCu-Au (Murindó) y Cu-Mo (Pantanos).

La ubicación geográfica, configuracióngeomorfológica y condiciones geológicas, ha-cen que Antioquia esté sometida, en diferen-tes grados, a amenazas de origen geológicoque pueden implicar riesgos de magnitud enzonas de amplio desarrollo y una alta densi-dad de población, como en el área del Vallede Aburrá. Amenaza por actividad sísmica,movimientos en masa y avenidas torrencialesson las de mayor incidencia en la elaboraciónde un plan de desarrollo debidamente funda-mentado.


INGEOMINAS 17

1. INTRODUCCIÓNEl Mapa Geológico de Antioquia y su memo-ria explicativa son el resultado de la actividadcartográfica e investigativa, llevada a cabo du-rante más de cincuenta años y en especial enlos últimos treinta, cuando con elINGEOMINAS, a través del entonces Inven-tario Minero Nacional (IMN), se inició el le-vantamiento sistemático de la geología deldepartamento.

La estructura geológica del departamento ymás que ésta, los depósitos minerales relacio-nados con las diferentes unidades litológicas,desempeñaron un papel primordial en la eco-nomía de la región; su desarrollo y el espíritucolonizador de los antioqueños, que fueron enpos de nuevos horizontes mineros, hicieron dela minería una fuente importante de empleo yriqueza, la cual aún hoy encierra promisoriasperspectivas.

El Mapa Geológico de Antioquia se preparóteniendo en cuenta las diferentes aplicacionesque tiene un documento de esta naturaleza,tanto para la evaluación de los recursos no re-novables como para el análisis de los proble-mas geológicos involucrados en la ejecuciónde las obras de infraestructura básica para eldesarrollo de la región, afectada por frecuen-tes eventos telúricos, desprendimientos enmasa e inundaciones. Este trabajo desempe-ñará un papel fundamental en el diseño y cons-trucción de obras civiles, planeación del usodel suelo, delimitación de áreas de riesgo po-tencial, prospección de recursos naturales norenovables y elaboración de mapas de orde-namiento del medio físico.

La cartografía geológica suministra la infor-mación básica para la elaboración de un plan

de desarrollo minero acorde con el entorno fí-sico y condiciones del área seleccionada y lamemoria explicativa que acompaña el mapa,amplía desde el punto de vistalitoestratigráfico, tectónico, económico y deamenazas naturales, la información consigna-da a escala 1:400.000.

La descripción de las unidades litológicas seha hecho de acuerdo con su cronología, te-niendo en cuenta la leyenda del mapa, susambientes de formación y la relación existen-te con la evolución geomorfológica actual ylos procesos tectónicos que sobre ella han ac-tuado a través del tiempo. Más que elaborarun listado de minas y prospectos existentes, elcapítulo de geología económica define y des-cribe las posibilidades de encontrar recursosminerales de importancia económica, con baseen el análisis de los ambientes geológico-tectónicos encontrados en el departamento.

Las amenazas potenciales se analizan con baseen los fenómenos naturales registrados histó-ricamente, y su recurrencia e incidencia paraevaluar el posible riesgo.

El Mapa Geológico del departamento y la in-formación básica utilizada para su elaboracióny la de la memoria que lo acompaña, son elresultado de investigaciones y trabajos de cam-po llevados a cabo por numerosos investiga-dores y mineros, que con su trabajo han con-tribuido al conocimiento básico de la geologíadel departamento y sin cuyo esfuerzo y dedi-cación no hubiese sido posible alcanzar lameta propuesta.


INGEOMINAS 19

2. GENERALIDADES2.1. LOCALIZACIÓN

El Departamento de Antioquia está localiza-do en la región noroccidental del país entrelos 5° 25' y 8° 55' de latitud Norte y los 73° 53'y 77° 07' de longitud al Oeste de Greenwich(Figura 1), con una extensión territorial de63.612km² (IGAC,1980); limita al norte con elMar Caribe y los departamentos de Córdoba,Sucre y Bolívar; al oriente con Bolívar,Santander y Boyacá; al sur con Caldas yRisaralda y por el occidente con Chocó.

El departamento se extiende desde la regiónCaribe en el extremo norte, hasta la faja sep-tentrional de las cordilleras Central y Occi-dental. Además, forma parte de la región delPacífico, en el Golfo de Urabá y la zona adya-cente al Río Atrato.

Esta ubicación incide tanto en la diversidad delas características físicas del departamento, comoen las comunicaciones y en la influencia cultu-ral, de manera especial en las regiones que fue-ron objeto de su colonización en el siglo pasado.

2.2. FISIOGRAFÍA

El relieve y el modelado de una región, sonfactores fundamentales para comprender laevolución de los fenómenos geológicos quehan ocurrido sobre su superficie y han defini-do a través del tiempo la configuracióngeomorfológica actual. El territorio del De-partamento de Antioquia es básicamente mon-tañoso (85%). Las cordilleras Central y Occi-dental albergan las fosas de los ríos Magdale-na, Cauca, Porce, Atrato. Los ejes de las cor-dilleras, al igual que los cursos de los ríos prin-

cipales, van aproximadamente paralelos en di-rección norte-sur. Las principales unidadesfisiográficas se muestran en la Figura 2.

2.2.1. Cordillera Occidental

Esta cordillera angosta y delgada de direccióngeneral sur-norte separa los valles del Atratoy del Cauca; en territorio antioqueño comien-za en los Farallones de Citará (3.300 m.s.n.m.)y alcanza sus alturas máximas en los cerrosPlateado (3.700 m.s.n.m.) y Careperro (3.500m.s.n.m.); en este punto la cordillera se am-plía hasta llegar al Páramo de Frontino o AltoEl Burro (4.100 m.s.n.m.) donde la vertienteoccidental se torna de pendiente suave haciael Valle del Río Atrato. La vertiente orientales corta y de pendientes fuertes hacia el RíoCauca. En su extremo norte los nacimientosde los ríos San Jorge, San Juan y Sinú, dividenla cordillera en tres ramales: las serranías deAyapel, San Jerónimo y Abibe.

2.2.2. Cordillera Central

Esta cordillera se extiende transversalmente des-de el Valle del Río Magdalena al oriente hasta elValle del Río Cauca al occidente; al norte limitacon el Bajo Cauca donde pierde altura y des-aparece, pero hacia el oriente se prolonga pormedio de un ramal angosto y de baja altura. Esdividida en dos ramales por el Río Porce desdesu nacimiento, en la Cuchilla de San Miguel(2400 m.s.n.m.), hasta su desembocadura en elRío Cauca, al norte del departamento. El ramalque bordea al Río Cauca, a partir del nacimien-to del Río Medellín se amplía dando origen alValle de Aburrá y a los Llanos de Cuivá.


20 INGEOMINAS


INGEOMINAS 21

Fuente: I.G.A.C.,Autor: M.R.G.

Fecha: I / 96

VICTORIA E. ARBELAEZ O.

FIGURA 2

Digitalizó:

ESCALA

I N G E O M I N A S

MAPA FISIOGRÁFICO DEL

DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA

LEYENDA

MATICES HIPSOMÉTRICOS (m)

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PuertoTriunfo

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Chigorodó

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San Juande Urabá

San Pedrode Urabá

Mutatá

Frontino

Urrao

Arboletes

Turbo

Dabeiba

Murindó

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Sabanalarga

Ituango

Cañasgordas

BuriticaGiraldo

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Antioquia

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Amagá

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Bolivar

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Andes

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Jardín

Támesis

JericóPueblorrico

Tarso

Nariño

Argelia

Abejorral

Santa BarbaraFredonia Montebello

Carmén deViboralLa Ceja

La Unión

RetiroCaldas

Sabaneta

San Francisco

Santuario

CocornáTitiribí

EnvigadoRionegroLa Estrella Marinilla

Granada San Carlos

San Luis

PeñolGuatapé

AlejandríaConcepción

Copacabana

San Vicente

BelloGuarne

SanRafael Puerto

Nare

Caracolí

Barbosa

SantoDomingo

Cisneros

San Roque

Maceo

YalíGomez Plata

Vegachí

Guadalupe

CarolinaSanta Rosa

de Osos

RemediosSegovia

Angostura

CampamentoToledo

Briceño

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GirardotaSan Pedro

SopetránSanGerónimo

EntrerriosBelmira

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Liborina

San Joséde La Montaña

San Andrés

Valdivia

Tarazá Cáceres

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MorroLos micos

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22 INGEOMINAS

El otro ramal que bordea el Valle del RíoMagdalena en el departamento, forma la ca-becera del Río Arma en el Alto San Félix(3.000 m.s.n.m.); de allí hacia el norte, porunos 100 km el ramal tiene una cresta an-gosta y sus vertientes son de pendientes quevan de fuertemente quebradas (50%) a es-carpadas (75%), con alturas entre 2.500 y3.000 m.s.n.m.; de este lugar en adelante ladivisoria disminuye de altitud y la vertientecambia su pendiente a fuertemente ondula-da (25%). Hacia el Valle del Río Magdale-na predominan colinas bajas, alargadas,disectadas y erosionadas.

2.2.3. Valle del Río Atrato y Región de Urabá

El Valle del Río Atrato y el Golfo de Urabáse encuentran al occidente y noroccidentedel departamento, respectivamente. El Va-lle del Atrato es amplio (30 km), cerca alGolfo de Urabá y angosto al sur (10 km); ensu parte meridional se encuentran una se-rie de colinas (100 m), constituidas por ro-cas sedimentarias que evitan que el sectoroccidental de Antioquia sea inundable. Alnorte se caracteriza por la presencia de co-linas muy bajas, aplanadas y suavemente in-clinadas.

El área alrededor del Golfo de Urabá es an-gosta al sur (30 km) y ancha al norte (60 km);está limitada por la Serranía de Abibe al orien-te, el Golfo de Urabá y el Mar Caribe al nortey el Río Atrato al occidente.

2.2.4. Cañón del Río Cauca

El cañón del Río Cauca en Antioquia tiene400 km de longitud, de los cuales los prime-ros 240 km son estrechos, limitados por laspendientes altas y fuertemente quebradas de

las cordilleras Central y Occidental, mien-tras que al norte, en el Bajo CaucaAntioqueño predominan terrazas y plani-cies aluviales (3% pendiente). El valle queaquí se forma, se extiende desde la Serraníade Ayapel hasta los límites con el Departa-mento de Córdoba.

2.2.5. Valle del Río Magdalena

Se encuentra localizado en el oriente del de-partamento, con una longitud de unos 200km y un ancho de 100 km. La estructura dela vertiente oriental de la Cordillera Centrales compleja y se encuentra limitada en elpiedemonte por una serie de fallas.

Una faja angosta, de unos 10 km de ancho,bordea la margen occidental del Río Mag-dalena donde alternan zonas planas o depoca inclinación y colinas bajas. Al nores-te, este valle se amplía originando algunaszonas de ciénagas.

2.3. HIDROGRAFÍA

Las aguas superficiales en el Departamentode Antioquia, drenan a tres grandes hoyashidrogáficas: Río Magdalena, Río Cauca yMar Caribe, las que a su vez están consti-tuidas por subcuencas (Figura 3).

2.3.1. Cuenca del Río Magdalena

La cuenca del Río Magdalena recibe todaslas aguas que se desplazan por la vertienteoriental de la Cordillera Central; un 22% delárea drenada en el departamento pertene-ce a esta cuenca.


INGEOMINAS 23

Fuente:

Fecha: I / 96

Luz Rosario Audiverth H.Modificado I.G.A.C.

1.992

FIGURA 3

Digitalizó:

ESCALA

I N G E O M I N A S

MAPA HIDROGRÁFICO DEL


LEYENDA

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24 INGEOMINAS

Los mayores afluentes son, de sur a norte, losríos Samaná, Cocorná, Nare y Alicante. Aesta vertiente están relacionados los embalsesde San Rafael, Playas, San Lorenzo y San Car-los, cuyas aguas drenan algunos de los ríosmencionados.

Los ríos de esta cuenca tienen en sus nacimien-tos valles profundos, estrechos y en «V», de-bido a su acomodo y a la intensa erosión delRío Magdalena, mientras que su desemboca-dura corresponde a tramos relativamente pla-nos, con valles amplios formados en zonas deinundación.

2.3.2. Cuenca del Río Cauca

Cuenca a la que confluyen los ríos que drenanlos flancos occidental de la Cordillera Centraly oriental de la Cordillera Occidental; se ca-racteriza por valles profundos, estrechos y en«V» en su nacimiento, debido al acomodo ala intensa erosión del Río Cauca; muchos deellos presentan saltos de consideración, queindican una etapa juvenil debido a la dificul-tad de labrar un cauce normal similar al delrío principal. Esta cuenca cubre un 46% delárea drenada del departamento y está con-formada por las subcuencas de los ríos Nechíy San Juan.

2.3.2.1. Subcuenca del Río Nechí.

Esta subcuenca se halla totalmente en el de-partamento y aprovecha estructurastectónicas para drenar las aguas desde el Va-lle de Aburrá, al sur, hasta la planicie forma-da por el Río Cauca; más al norte el Río Nechítiene como principal afluente el Río Medellínel cual se encañona en su parte alta por unos40 km en dirección noreste, posteriormente elvalle se amplía y el río cambia su nombre por

el de Río Porce; en este sector, cerca a Amalfi,las vertientes se alargan y las pendientes sesuavizan en Dos Bocas, Zaragoza, donde con-fluye al curso plano para desembocar en elRío Nechí, para seguir con este nombre porentre colinas bajas y verter sus aguas al RíoCauca, en el norte del departamento.

2.3.2.2. Subcuenca del Río San Juan.

Drena en gran parte los municipios de Jar-dín, Andes, Betania, Pueblorrico, Bolívar, Tar-so y Salgar en el suroeste del departamento.Nace en el alto de Paramillo y desemboca enel Río Cauca, cerca a Bolombolo; entre susafluentes están los ríos Andes, Barroso, Bolí-var, Tapartó y Guadualejo.

2.3.3. Cuenca del Mar Caribe

Esta cuenca drena un 32% de la superficie deldepartamento y está conformada por lassubcuencas del Río Atrato y de la Serranía deAbibe. Además, en la parte norte deldepartamento existe un sector donde laCordillera Occidental se trifurca, dividiéndoseen las serranías de Abibe, San Jerónimo yAyapel, donde tienen sus cabeceras los ríosSinú y San Jorge los cuales finalmente viertensus aguas al Mar Caribe.

2.3.3.1. Subcuenca del Atrato.

La divisoria de aguas entre la subcuenca delAtrato y la del Mar Caribe, tiene alturas con-siderables que alcanzan los 4.100 m.s.n.m. enel Páramo de Frontino. Los principales cursosde agua que forman parte de esta subcuencason el Río Penderisco-Murrí, que nace en elAlto Careperro, al sur del departamento, cer-ca al límite con el Chocó; el Río Murindó, cuya


INGEOMINAS 25

longitud es solo de 30 km, el Río Sucio quenace en el Páramo de Frontino y se encañonahasta Mutatá, siguiendo luego un curso pla-no para desembocar en el río Atrato, en elDepartamento del Chocó.

2.3.3.2. Subcuenca de la Serranía de Abibe.

Capta las aguas drenadas en serranía de estenombre cerca a Mutatá; la principal corrientees el Río León, que desemboca al sur del Golfode Urabá. A la costa oriental del golfo des-embocan algunas corrientes menores y al nor-te los ríos Mulatos y San Juan de Urabá.

2.4. CLIMA

Las variaciones topográficas que se encuen-tran en el departamento, determinan unaamplia gama de pisos térmicos, desde cálidotrópical hasta el clima frío y de páramo (Ta-bla 1). El clima cálido se extiende por los va-lles de los ríos Magdalena, Porce, Cauca yAtrato y el Golfo de Urabá. El piso templadocubre las vertientes medias de los valles del

Magdalena, Porce, Cauca, Atrato y el Vallede Aburrá. Los Llanos de Cuivá y la zona deSanta Rosa son dos de las regiones más repre-sentativas del piso frío; el Páramo de Frontinocorresponde al páramo.

La variación de los promedios anuales de tem-peratura no es mayor de 3°C para el mismolugar; sin embargo, a nivel diario las diferen-cias entre el día y la noche son más grandes;por ejemplo, Medellín tiene noches frescas conuna temperatura mínima de 18°C y una máxi-ma media de 25°C durante el día; son raraslas temperaturas por debajo de 16°C y por en-cima de 28°C durante la noche y el día, res-pectivamente.

Según la distribución espacial de lluvias enel departamento se pueden distinguir zonascon altos y bajos valores pluviométricos; losmayores valores se registran en el margenoccidental de la Cordillera Occidental y enel Valle inferior del Río Nechí, donde se al-canzan 4.000 mm/año; los menores valoresse presentan en la parte media del valle delRío Cauca, con menos de 1.500 mm/año (Fi-gura 4).

TABLA 1. PISOS TÉRMICOS, EXTENSIÓN Y TEMPERATURAS.DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA

Piso Térmico Altura Superficie Temperatura

m.s.n.m. km² anual

°C

CÁLIDO 0-1000 39.302 25-29

TEMPLADO 1000-2000 12.214 17-23

FRÍO 2000-3000 9.287 11-15

PÁRAMO 3000-4000 2.290 7-11

4000 y más 509 0 - 5


26 INGEOMINAS

Fuente:

Fecha: I / 96


1.992

FIGURA 4

Digitalizó:

ESCALA

I N G E O M I N A S

MAPA DE PRECIPITACIÓN DEL


LEYENDA

60km.0 30

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2257 m.m.

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2436 m.m.

5039 m.m.

VILLA ARTEAGA

ANTIOQUIA

808 m.m.

1786 m.m.

1493 m.m.

MEDELL ÍN

2229 m.m.

2862 m.m.

4382 m.m.2306 m.m.

CAUCASIA

600

500

400

300

200

100

E F M A M J J A S O N D

Llu

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(m.m

.)

L luvia (m.m.)

Evapotranspiración potencial

Meses húmedos

Meses secos

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Caicedo

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Bolívar

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Abejorral


Carmén deViboral

La CejaLa Unión

RetiroCaldasSantuario

CocornáTitiribí

La Estrella MarinillaGranada San Carlos

San Luis

Peñol Guatapé


Copacabana

San Vicente

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Guadalupe

SANTA ROSA

Remedios

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San Andrés

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MorroLos micos

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INGEOMINAS 27

La precipitación corresponde a condicionestropicales, con alternancia de períodos delluvia (invierno) y secos (veranos) e intensi-dad que depende de la altitud y en algunoscasos de las condiciones topográficas. Lasprecipitaciones son de tipo convectivo condos períodos de máxima lluvia, separadospor dos de menores lluvias (Figura 4). Laprimera época lluviosa se presenta de mar-zo a mayo y la segunda de septiembre anoviembre.

Sin embargo, en el norte de Antioquia(Caucasia), existe una tendencia al régimenmonomodal, con una temporada única de llu-vias mayores que se extiende desde mayo has-ta noviembre, con una disminución leve enjulio (IGAC., 1992).

2.5. ZONAS DE VIDA VEGETAL

La distribución de la vegetación en los dife-rentes tipos de paisajes depende de factorescomo el clima, suelo, relieve y la influenciaanimal. El análisis de la distribución de lavegetación en Antioquia se basa en la clasi-ficación de pisos bioclimáticos deCuatrecasas (1961) (Figura 5):

2.6. SUELOS

El suelo se ha formado por acción conjuntadel clima y los organismos vivientes, sobre losdiferentes tipos de rocas que se encuentran enla corteza terrestre y su acción está condicio-nada por el modelado y por la magnitud deltiempo durante el cual actúan los diferentesfactores. De acuerdo con los elementos queinfluyen en la formación del suelo, los del de-partamento se han clasificado según el IGAC(1992), así (Figura 6):

- Planicie Aluvial. Suelos de las planiciesaluviales de los ríos Magdalena, Cauca,Atrato, León, Nechí y ríos menores, ade-más de los de las áreas de depresión y delas zonas aluviales en la margen orientaldel Río Atrato, y hacia el suroeste del Gol-fo de Urabá, en la costa Caribe y en la re-gión sureste del Río Atrato.

- Colinas. Suelos desarrollados a partir derocas ígneas y sedimentarias en clima hú-medo. Se encuentran en las estribacionesde la Serranía de Abibe, estribaciones delas cordilleras Central y Occidental, Valledel Río Cauca entre la Pintada y PuertoValdivia y en el cañon del Río Sucio, entreDabeiba y Mutatá. En clima húmedo y re-lieve moderado, estos suelos se desarrollana partir de cenizas volcánicas y otros ma-teriales ígneos y metamórficos.

Altura ( m. s. n. m. ) Denominación Temp. prom.anual º C Precip.prom. mm/año

0 - 1.000 Bosque Ecuatorial 23 - 30 2.000 - 4.000 y mayor

1.000 - 2.400 Bosque Sub-Andino 16 - 20 1.000 - 4.000

2.400 - 3.800 Bosque Andino 6 - 15 900 - 1.500

3.800 en adelante Páramo 4 - 12 3.000 - 4.000


28 INGEOMINAS

Fuente: CUATRECASAS, 1961Modificado I.G.A.C.

Fecha: II / 96

Luz Rosario Audiverth H.

FIGURA 5

Digitalizó:

ESCALA

I N G E O M I N A S

FORMACIONES VEGETALES

DEL DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA

LEYENDA

60km.0 30

CONVENCIONES

Cabecera Municipal

Límite DepartamentalRíoLagunaCurva de Nivel200

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75 00’o 74 30’o 74 00’o

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Venecia

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Carmén deViboral

La CejaLa Unión

RetiroCaldasSabaneta

San Francisco

Santuario

CocornáTitiribí

EnvigadoRionegro

La Estrella MarinillaGranada San Carlos

San Luis

PeñolGuatapé


Copacabana

San Vicente

Bello

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SanRafael Puerto

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SantoDomingo

Cisneros

San Roque

Maceo

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CampamentoToledo

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GirardotaSan Pedro

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BelmiraOlaya

Liborina


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Valdivia

Tarazá Cáceres

Zaragoza

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INGEOMINAS 29

Fuente:

Fecha: I / 96


1.992

FIGURA 6

Digitalizó:

ESCALA

I N G E O M I N A S

MAPA DE SUELOS DEL


4 30’o

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Santa BárbaraFredonia Montebello

Carmén deViboralLa Ceja

La Unión

RetiroCaldasSabaneta

San Francisco

Santuario

CocornáTitiribí

EnvigadoRionegroLa Estrella Marinilla

Granada San Carlos

San Luis

Peñol Guatapé


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CampamentoToledo

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San Andrés

Valdivia

Tarazá Cáceres

ZaragozaEl Bagre

Nechí

Don Matías

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CerroTres Morros

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30 INGEOMINAS

LEYENDA EL MAPA DE SUELOS

SUELOS DE LA PLANICIE MARINA

1 Suelos de playas, barras marinas y manglares, muy poco evolucionados

SUELOS DE LA PLANICIE ALUVIAL

2 Suelos mal drenados y sujetos a inundaciones periódicas.

3 Suelos bien drenados, poco evolucionados, desarrollados en terrazas y valles intermontanos

SUELOS DE PLANICIE ALUVIAL DE PIEDEMONTE (Abanicos)

4 Suelos de clima cálido húmedo, poco evolucionados, bien drenados.

5 Suelos de clima cálido superhúmedo, poco evolucionados, bien o mal drenados.

6 Suelos de clima cálido húmedo, poco evolucionados, mal drenados y desaturados.

SUELOS DE COLINA

7 Suelos de clima cálido húmedo, en relieve ondulado, poco a moderadamente evolucionados y saturados.

8 Suelos de clima cálido húmedo, en relieve ondulado, moderadamente evolucionados

9 Suelos de clima cálido húmedo y superhúmedo, en relieve ondulado a quebrado.

10 Suelos de clima húmedo, en relieve ondulado, fuertemente ondulado y quebrado, poco evolucionados.

11 Suelos de clima húmedo y muy húmedo, en relieve muy quebrado a escarpado, poco evolucionados

SUELOS DE CORDILLERA

11A Suelos de clima cálido con tendencia seca, en relieve quebrado, moderadamente evolucionados.

12 Suelos de clima cálido húmedo, en relieve quebrado a muy quebrado, poco a moderadamente evolucionados.

13 Suelos de clima cálido húmedo, evolucionados, en relieve quebrado a muy quebrado.

14 Suelos de clima subhúmedo, moderadamente evolucionados, en relieve ligeramente quebrado.

15 Suelos de clima subhúmedo y húmedo, en relieve ligeramente quebrado a quebrado.

16 Suelos de clima frío húmedo y superhúmedo, en relieve quebrado provenientes de cenizas volcánicas.

17 Suelos de clima húmedo y subhúmedo, en relieve fuertemente ondulado a ondulado.

18 Suelos de clima frío y superhúmedo (páramo), en relieve plano a escarpado, desaturados.

19 Suelos de todos los climas, en relieve fuertemente quebrado a escarpado, desaturados.

SUELOS DE ALTIPLANOS

20 Suelos de clima frío húmedo, en relieve ondulado, pobres en nutrientes.

21 Suelos de clima frío húmedo, en relieve ondulado a fuertemente ondulado, pobres en nutrientes.


INGEOMINAS 31

- Altiplanos. Se encuentran en clima frío yhúmedo de la Cordillera Central. En la re-gión de Rionegro se han formado a partirde cenizas volcánicas, mientras que en San-ta Rosa, a partir de rocas ígneas y cenizas.

2.7. SÍNTESIS DEL MEDIO NATURAL

El medio natural conjuga las característicasfísicas determinadas por el relieve y la geolo-

gía: es así como a nivel del departamento lasunidades básicas corresponden a las cordille-ras Central y Occidental, Valle del Río Atrato,Valle del Río Magdalena y Valle del Río Cauca.Cada unidad presenta característicasgeológicas, geomorfológicas, climáticas,hidrográficas y de vegetación que la diferen-cian de las unidades adyacentes; en conjuntodefinen el medio natural del Departamentode Antioquia (Tabla 2).

:

TABLA 2. SÍNTESIS DEL MEDIO NATURAL EN EL DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA


32 INGEOMINAS

2.8. ACTIVIDAD ECONÓMICA

La estructura económica hace relación a laconformación de la economía, de acuerdo consus sectores productivos y la forma como és-tos se integran para generar un volumen deproducción, tanto de bienes como de servicios,que son utilizados por la comunidad para sa-tisfacer sus necesidades.

Antioquia registra un crecimiento progresivo,durante los últimos años, en relación con suparticipación en la producción nacional. Alcomparar, así mismo la participación de al-gunos sectores económicos a nivel de depar-tamento con la participación de estos mis-mos a nivel nacional, se observa que mientrasel país muestra una orientación agropecuariadonde las actividades industriales y comercia-les tienen menor piso, Antioquia muestra unmejor piso en la actividad industrial (GOBER-NACIÓN DE ANTIOQUIA, 1994).

La región más importante, desde el puntode vista económico, es el área metropolita-na del Valle de Aburrá, donde se aglome-ran los principales complejos industriales yse concentra la actividad comercial y finan-ciera del departamento: su participación enla producción industrial es del orden del77% y las actividades relacionadas con elsector terciario contribuyen con más del 60%en la producción total del departamento(GOBERNACIÓN DE ANTIOQUIA, 1994),mientras que las actividades agropecuariastienen escasa importancia con respecto alresto del departamento.

La orientación de la economía antioqueña ha-cia las actividades urbano-industriales ha au-mentado la dependencia de su estructura eco-nómica con respecto a la dinámica de la acti-vidad industrial: Existe una estrecha relaciónentre el crecimiento industrial y la actividad

económica del departamento, lo cual sugiereque ésta se ha tornado altamente dependien-te del comportamiento de la industria.

El sector agropecuario muestra una marcadainestabilidad en su dinámica de crecimiento,con un cambio acentuado en su composicióninterna, debido a la disminución del piso re-lativo de la agricultura a expensas del aumen-to en la participación de la actividad ganade-ra. La crisis del café y la situación en la re-gión de Urabá han incidido en esta modifica-ción.

Las actividades extractivas contribuyen al sec-tor primario departamental con un 33% y ala producción total con un 6%. Sin embargo,cuando se compara la producción departa-mental de la silvicultura y la minería, con laque se presenta a nivel nacional, se observauna alta participación.

Antioquia se ha caracterizado por ser un de-partamento minero; la minería fue la activi-dad que generó en el siglo XIX la acumula-ción de riqueza que permitió el surgimientodel complejo industrial. Los minerales másimportantes y tradicionales en la producciónregional han sido el oro y la plata, aunque seencuentra gran variedad de minerales. El de-partamento contribuye con una gran parte dela producción aurífera nacional, aunque enlos dos últimos años su participación porcen-tual ha disminuido al aumentar considerable-mente la de Bolívar y en menor proporción lade Córdoba. La industria manufacturera esla actividad económica más importante y ocu-pa un lugar destacado a nivel nacional comoresultado de la influencia del proceso de in-dustrialización antioqueño en el origen y de-sarrollo industrial del país.

Antioquia ocupa el segundo lugar de impor-tancia en la industria nacional en cuanto a


INGEOMINAS 33

volumen de producción, el valor agregado,personal ocupado y número de establecimien-tos industriales, y es superado solo por SantaFe de Bogotá.

La actividad comercial, interior y exterior,contribuye de manera significativa a la acti-vidad económica del departamento, aunqueel comercio exterior muestra un comporta-miento desfavorable en los últimos años, antela caída de las exportaciones textiles y la cri-sis de la economía mundial, que ha generadouna concentración del comercio internacionalque se refleja en una menor compra de pro-ductos nacionales de exportación.

2.9. VÍAS DE COMUNICACIÓN

El sistema vial de departamento está consti-tuido por 9.200 km de carreteras, dividido enuna red primaria de carácter nacional, unared secundaria o de carreterasintermunicipales y una red terciaria o de víasde penetración; las dos últimas redes son decarácter departamental.

La red primaria esta constituida por las si-guientes carreteras:

Troncal Medellín Caucasia 270kmTransversal Medellín Puerto Berrio 160 kmAutopista Medellín Puerto Triunfo 85 kmCarretera Medellín Sonsón 196 kmCarretera Medellín La Pintada 80 kmCarretera Medellín Bolívar 129 kmCarretera Medellín Turbo 380 km

Total 1.389 km

Exceptuando la vía Medellín-Sonsón que enparte se encuentra sin pavimentar y el trayectoDabeiba-Mutatá, de la vía a Turbo, estas ca-rreteras se encuentran pavimentadas. Sin em-

bargo, son vías de sólo dos carriles de circula-ción con un perfil longitudinal muy quebra-do, lo cual hace lenta la operación de trans-porte.

La red secundaria con una longitud de 3.890km tiene como función comunicar las cabece-ras municipales con Medellín, pero la mayo-ría de sus vías se encuentran sin pavimentar.La red terciaria tiene una longitud de 3.910km, corresponde a vías de penetración entrelas cabeceras municipales y pequeños pobla-dos y entre estos y las vías de las redes prima-ria y secundaria que se concentran en la re-gión andina; sus condiciones son precarias ypor lo general presentan un afirmado pocoestable que dificulta el tránsito en épocas delluvia.

El Ferrocarril de Antioquia fue un medio detransporte muy importante, pero su utiliza-ción ha ido decreciendo en los últimos años.Actualmente están en funcionamiento las víasque comunican a Medellín con Puerto Berrio(194 km), Puerto Berrio - La Miel y Medellín-Envigado - Itagüí.

El transporte fluvial en territorio antioqueñose efectúa a través del Magdalena y del Atratohacia el Golfo de Urabá. Sin embargo, su im-portancia relativa en movimiento de carga ypasajeros es muy baja comparada con otrosmedios de transporte. El transporte marítimoen Antioquia es incipiente puesto que en losdos únicos puertos, Turbo y Necoclí, sólo semovilizan pequeños volúmenes de carga.

2.10. POBLACIÓN

El censo de 1985 (DANE, 1986) indica que elDepartamento de Antioquia tiene 3’888.067habitantes, de los cuales el 67,3% estaba con-centrado en las cabeceras municipales. El cre-


34 INGEOMINAS

cimiento en la población urbana ha traídocomo consecuencia dos hechos colaterales fun-damentales:

- Urbanización. La mayoría de la poblaciónantioqueña se encuentra establecida en po-blaciones de mas de 1.500 habitantes conobras de infraestructura y equipamientospropios de ciudades.

- Metropolitización: Crecimiento aceleradode las ciudades existentes al rededor deMedellín constituyendo el área metropoli-tana del Valle de Aburrá, donde se en-cuentra más del 80% de la población ur-bana del departamento.

Es evidente que la población rural ha dismi-nuido notablemente; éste es un problema re-lacionado con las migraciones hacia los cen-tros urbanos y cuyas causas y consecuenciasson múltiples. Es necesario establecerinterrelaciones de estos hechos con factorescomo población económicamente activa, pro-ducción por sectores y características físicasde las regiones y hoy en día condiciones deorden público, para tener una visión global yestablecer los objetivos del desarrollo depar-tamental.

2.11. FUENTES DE INFORMACIÓN

Trabajos de geología regional en el Departa-mento de Antioquia se han efectuado desdecomienzos de este siglo; algunos de ellos sonaún fuente fundamental de información, comoel de Grosse (1926) sobre la cuenca carboníferade Amagá, pero en términos generales, la his-toria de los estudios geológicos en el departa-mento y áreas vecinas, es relativamente corta.

Tulio Ospina (1911) publicó el trabajo «Rese-ña sobre la Geología de Colombia y especial-

mente de Antioquia», donde establece unasubdivisión de las formaciones que se encuen-tran en la región.

Robert Scheibe (1919) visitó el departamentocon el propósito de levantar el mapa geológico,tarea que no pudo llevarse a cabo y sus estu-dios se limitaron a un reconocimiento de lageología del sur del departamento.

Juan de la Cruz Posada (1936) publicó un re-sumen de lo conocido hasta entonces sobre lageología de Antioquia, indicando algunos des-cubrimientos paleontológicos y diferentes eta-pas de magmatismo.

El Servicio Geológico Nacional (1946) publicóun mapa geológico del departamento, escalaaproximada 1:500.000, donde se recopila lainformación disponible a ese momento. Sóloen 1963, con el trabajo de Botero Arango so-bre la geología de la Zona Central deAntioquia, y en 1964 a través del InventarioMinero Nacional (IMN) se iniciaron las labo-res de cartografía geológica regional sistemá-tica, labor continuada hasta hoy porINGEOMINAS.

Esta información, en gran parte publicada enplanchas a escala 1:100.000 (Figura 7) que uti-lizó las bases topográficas del Instituto Geo-gráfico Agustín Codazzi (IGAC), es la basede la elaboración del Mapa Geológico del de-partamento.

La primera versión de este mapa (Figura 8)fue publicada en 1979 (INGEOMINAS, 1979),a escala 1:500.000, y utilizó la información dis-ponible a 1976, pero no incluyó una memoriaexplicativa. La presente edición complemen-ta la información del mapa anterior e incor-pora nueva información proveniente de tra-bajos efectuados ante todo en la Cordillera Oc-cidental, cuenca del Atrato y Golfo de Urabá.


INGEOMINAS 35

Fecha: I / 96


FIGURA 7

Digitalizó:

ESCALA

I N G E O M I N A SFUENTES DE INFORMACIÓN Y

PLANCHAS 1:100.000

DEL DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIAFuente: Modificado I.G.A.C.

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CONVENCIONES

Fotogeológico

Fotogeológico con verif icaciónde campo

Geológico


36 INGEOMINAS

Fuente:

Fecha: I / 96


1.992

FIGURA 8

Digitalizó:

ESCALA

I N G E O M I N A S

MAPA GEOLÓGICO DEL


LITOLOGIA

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TECTÓNICA

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La CejaLa Unión

RetiroCaldas

Sabaneta

San Francisco

Santuario

CocornáTitiribí

Envigado

RionegroLa EstrellaMarinilla

Granada San Carlos

San Luis

PeñolGuatapé


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San Vicente

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SanRafael Puerto

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Caracolí

Barbosa

SantoDomingo

Cisneros

San Roque

Maceo

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Vegachí

Guadalupe

CarolinaSanta Rosa

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GirardotaSan Pedro

SopetránSanJerónimo

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San Andrés

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Necoclí

San Juande Urabá

San Pedrode Urabá

Mutatá

Frontino

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INGEOMINAS 37

2.12 . METODOLOGÍA

La base topográfica del departamento a esca-la 1:500.000 elaborada por el IGAC (1989),fue digitalizada utilizando el programa ARC/INFO. A partir de ésta se obtuvo una basetopográfica escala 1:400.000, en la cual fueconsignada la información geológica básica:geología, tectónica y estructuras mayores, yseleccionadas las unidades representativaspara la escala de recopilación, ocasionalmen-te exagerando aquellas que puedan tener im-portancia en la interpretación geológica delárea. En la compilación se mantienen, en tér-minos generales, los límites y tipos de contac-tos entre unidades establecidas por los auto-res de las diferentes planchas; se efectuaronajustes de carácter escalar y unificación de no-menclatura, factor que en varios casos impli-ca cambios de la nominación de las unidadesy asignación de edades acordes con el avanceen el conocimiento geológico del departamen-to en particular y de la región andina occi-dental en general.

La información geológica sistemática obteni-da de planchas publicadas se complementó,

en algunas áreas, con la informaciónfotogeológica obtenida a partir de imágenesde satélite (COSSIO, 1995) y en especial enlas cuencas sedimentarias de Urabá, Atrato yBajo Cauca y con trabajos específicos en loscampos de la geología económica, la tectónicay las amenazas geológicas.

La memoria explicativa se efectuó con baseen la información bibliográfica disponible y elconocimiento específico del autor sobre la geo-logía del departamento; contó con la colabo-ración muy especial de los IngenierosGeólogos Eduardo Parra P. quien elaboró elcapítulo sobre amenazas geológicas y UbaldoCossio O. para la descripción de las cuencassedimentarias de Urabá y el Bajo Cauca. Labibliografía geológico-minera existente sobreel departamento es extensa para ser totalmen-te relacionada y por ello en el capítulo de re-ferencias, sólo aparecen aquellos trabajos ci-tados en el texto, así como algunos trabajosya clásicos que han contribuido al conocimien-to de la geología del departamento y al apro-vechamiento de sus recursos naturales. Unavez terminada la recopilación geológica éstase digitalizó sobre la base topográfica digital.


INGEOMINAS 39

3. ESTRATIGRAFÍAEn el Departamento de Antioquia afloran uni-dades-roca metamórficas, ígneas y sedimen-tarias, cuyas edades se han asignado desde elProterozoico hasta el Reciente; para su des-cripción se ha tenido en cuenta tanto el ori-gen de la unidad, como la edad asignada enla leyenda del mapa geológico, indicando paracada una el origen de la nomenclatura utili-zada, su extensión, sitios de mejor exposición,características litológicas, origen, edad y posi-bles correlaciones con unidades litoestratigrá-ficas conocidas.

Debido fundamentalmente a la escasez de da-tos geocronológicos y ausencia de fósiles engran parte de las unidades, las edades de mu-chas de ellas son relativas o se han asignadopor correlación litológica, lo cual implica el de-sarrollo de una nomenclatura de carácterlitoestratigráfico, muchas veces de carácter lo-cal. La necesidad de hacer una descripcióngeológica, con pocos datos y característicasmuy regionales, ha dado lugar a redefiniciones,cambios de sentido e interpretación de la no-menclatura empleada por distintos autores.

Además, la falta de una separación neta en-tre los conceptos de unidades-roca y unida-des-tiempo, ha llevado a diferentes aplicacio-nes de los mismos nombres utilizados para unaunidad dada. Gran parte de la nomenclaturaaparece en mapas o en trabajos publicados sindefinición del sentido estratigráfico en el cuales empleado; por ello para cada unidad se in-dica el autor de la nomenclatura, pues es difí-cil en muchos casos, a través de la bibliografíaexistente llegar a conocer su significado. Enel presente informe se quiere subrayar el ca-rácter litoestratigráfico de las unidades-rocadescritas.

La falta de estudios estratigráficos detalladosy de una recolección sistemática de fósiles enlas pocas unidades sedimentarias que los con-tienen, hace que muchas veces se conozca laformación de la cual estos proceden, sin pre-cisar su posición en la columna estratigráfica;esto impide determinar o asignar una edadmás precisa a las unidades sedimentarias.

Han sido, muchas veces, en consecuencia, con-sideraciones de orden teórico y opiniones sinbase objetiva, las que han llevado a los distin-tos autores a asignar una edad dada a deter-minada unidad.

3.1. PROTEROZOICO

Al oriente de la Falla Otú y al sur de la Se-rranía de San Lucas, en el flanco orientalde la Cordillera Central, se presentan exten-sos afloramientos de neises de alto grado demetamorfismo, de composición cuarzo-feldespática con intercalaciones lenticularesconcordantes de anfibolitas y mármolesblancos (FEININGER et al., 1972). Por es-tar recubiertas en discordancia por losmetasedimentos, con graptolites ordovícicosde La Cristalina y por similitud con lasgranulitas retrógradas de la Sierra Nevadade Santa Marta, se les asigna una edadproterozoica (FEININGER, et al., 1972).

La presencia de rocas precámbricas en lazona axial de la Cordillera Central y en suflanco occidental no ha sido comprobadageocronológica-mente, sin embargo, variasunidades con rocas de alto grado de meta-morfismo donde aparecen rocas en faciesgranulita y charnoquitas, han sido atribui-


40 INGEOMINAS

embargo, las hipótesis recientes basadas en laaloctonía de los terrenos (KROONENBERG,1982; ETAYO et al., 1983; RESTREPO yTOUSSAINT, 1988), muestran que sólo laparte más oriental de Colombia tiene relaciónclara con el Escudo de Guayana y por lo tan-to el Proterozoico localizado en Antioquia aleste de la Falla Otú, así como los posiblesproterozoicos del Complejo de Puquí y de losalrededores de Medellín, serían alóctonos conrespecto al Escudo (TOUSSAINT, 1993;GONZÁLEZ, 1993b).

3.1.1. Neises Cuarzo Feldespáticos de San Lucas (Pεεεεεnsl)

Las rocas metamórficas proterozoicas locali-zadas al este de la Falla Otú son neises cuar-zo-feldespáticos, que se prolongan desde la Se-rranía de San Lucas al norte (BOGOTA yALUJA, 1981) hasta el suroeste de PuertoBerrio razón por la cual se asigna esta deno-minación para la unidad litológica,. Consti-tuyen una franja alargada del 50 km en senti-do norte-sur y un ancho promedio de 10 km,limitada al occidente por la Falla Otú y al orien-te, norte y sur, cubierta por sedimentos delNeógeno del Valle del Magdalena.

Estas rocas forman un mosaico, limitado porbloques fallados, parcialmente cubiertas porsedimentos más jóvenes e intruidas por elBatolito de Segovia, entre la Falla Otú y el Valledel Magdalena. Predominan neises cuarzo-feldespáticos en los cuales se encuentran len-tes de anfibolita y mármol (FEININGER et al.,1972).

Los neises tienen una lineación bien defini-da, en la mayoría de los casos la única es-tructura metamórfica diferenciable, debidoa agregados de cuarzo gris oscuro (ahuma-do), en forma de lapices delgados, en una

das tentativamente al Proterozoico. En laparte norte del departamento aflora el Com-plejo de Puquí (HALL et al. , 1972;GONZÁLEZ, 1993b) y en cercanías deMedellín las Migmatitas de Puente Peláez(GONZÁLEZ, 1980) y las Granulitas de ElRetiro (RESTREPO y TOUSSAINT, 1984).También el anterior mapa geológico deAntioquia (INGEOMINAS, 1979) y los ma-pas geológicos de Colombia (INGEOMINAS,1976; 1988) indican estas zonas como delProterozoico.

Otras rocas consideradas como proterozoicasson las Anfibolitas de Caldas, de las cuales setiene una edad K/Ar en hornblenda de 1.670± 300 m.a. (RESTREPO y TOUSSAINT, 1978);un dato Rb/Sr-modelo del Neis de La Miel,que intruye la anfibolita, dió 580 ± 40 m.a.(TOUSSAINT, 1978). Sin embargo, nuevasdataciones en estas unidades han dado eda-des paleozoicas; con estos nuevos datos, laedad precámbrica de las rocas de la zonade Caldas sería dudosa; es necesario tenernueva información que apoye una edad de-finitiva.

La Anfibolita de Sucre, 60 km al NE deMedellín, dio una edad K/Ar de 555 ± 50 m.a.(MAYA, 1992), pero al tener en cuenta elmétodo empleado y las dudas planteadas parala Anfibolita de Caldas, es conveniente espe-rar a tener nuevas edades isotópicas que pue-dan confirmar esta edad neoproterozoica.

La mayor parte de los trabajos sobre la geo-logía colombiana, suponían que todas lasunidades litológicas proterozoicas represen-taban las exposiciones más occidentales delEscudo de Guayana, el cual había crecidopor orogenias sucesivas periféricas con re-lación al Cratón Amazónico, hasta exten-derse a la Cordillera Central (RADELLI,1967; IRVING, 1971; ÁLVAREZ, 1983). Sin


INGEOMINAS 41

matriz de feldespatos caolinizados o a laorientación paralela a subparalela de lámi-nas de biotita.

La textura es hipidioblástica granular de gra-no medio a grueso y la composición predomi-nante es cuarzo, plagioclasa y feldespato po-tásico: estos últimos constituyen más del 80%de la roca.

El feldespato potásico es ortoclasa, a vecesmicroclina, fresco, pertítico, con eventos dedeformación mecánica; la plagioclasa varía deoligoclasa cálcica a andesina, débilmentemaclada y con ligera caolinización. En la ma-yoría de los neises coexisten biotita ymoscovita aunque su relación es muy varia-ble de una muestra a otra; son de grano fino ydefinen en los planos de foliación un lustresedoso. El único accesorio común es monacitay otros son ocasionales.

El protolito de estos neises parece haber sidovariado; en algunos sitios son macizos y pa-recen corresponder a rocas plutónicas félsicas,metamorfoseadas, mientras que en otros es-tán estratificados y parecen provenir de sedi-mentos. En todo caso son demasiado altos encuarzo para ser rocas ígneas normales.

Lentes de anfibolita bandeada de espesor ylongitud variable, aparecen asociados a losneises; la roca está compuesta por hornblenday plagioclasa y parecen corresponder a silosde rocas básicas metamorfoseadas a la faciesanfibolita.

Lentes y bancos de mármol blancogruesogranular también se encuentran asocia-dos a las neises cuarzo-feldespáticos; algunosde estos cuerpos están compuestos en granparte por silicatos de calcio y fueron forma-dos por metamorfismo de alto grado de cali-zas magnesianas.

3.1.1.1. Metamorfismo-Edad.

Las paragénesis encontradas no permitendefinir el grado de metamorfismo, aunque lapresencia de pertitas, cuarzo ahumado envarillas y el tamaño del grano, probablementeindican que estas rocas fueronmetamorfoseadas a la facies granulita, peroefectos dinámicos y diaftoresis posteriores hanmodificado la paragénesis original,estabilizándola en condiciones de la faciesanfibolita (?).

Feininger et al., (1972) consideran estosneises del Proterozoico, basados en relacio-nes estratigráficas con la Formación La Cris-talina del Ordovícico, ya que esta unidadlos suprayace en inconformidad. Además,los correlacionan litológicamente congranulitas de la Sierra Nevada de SantaMarta, en las cuales se obtuvieron edadesisotópicas que indican una edad de meta-morfismo alrededor de 1.300 m.a.(TSCHANZ et al., 1974).

Estas rocas parecen prolongarse al sur del de-partamento, en Tolima y Huila, donde Vesga yBarrero (1978) obtuvieron en los «Neises yAnfibolitas de Tierradentro», una asociaciónlitológica de posición tectónica muy similar a lade San Lucas, con una edad de 1.360 ± 270 m.a.,lo cual confirmaría la edad proterozoica consi-derada.

3.1.2. Complejo de Puquí (Pεεεεεnp, Pεεεεεap, Pεεεεεmtp)

Este complejo, en el sentido utilizado acá, com-prende el neis micáceo (Pεnp) y las metatonalitas(Pεmtp) de Hall et al., (1972) formando un blo-que acuñado de 750 km² en la parte septentrio-nal de las cordilleras Central y Occidental, quedesaparece hacia el norte bajo sedimentos delNeógeno y Cuaternario.


42 INGEOMINAS

El Complejo de Puquí está localizado al no-roeste de la Falla Espíritu Santo, que a suvez lo limita al sureste, mientras que al oc-cidente está limitado por fallas del SistemaRomeral y al norte por la Falla Murrucucú(ETAYO et al., 1983); se caracteriza por unaestratigrafía compleja donde predominanneises micáceos, metagranitoides ymigmatitas de estructura y relaciones com-plejas, resultado de un posiblepolimetamorfismo.

Los límites entre las diferentes unidadeslitológicas del complejo no son claros: el con-tacto entre el neis micáceo y losmetagranitoides es irregular y estos englobangrandes bloques del neis y se ha definidoaproximadamente, debido a las numerosasinclusiones del nesis en ellos y a la gran can-tidad de apófisis de los granitoides en el neis.La Falla Espíritu Santo marca el límite su-reste tanto del neis como de losmetagranitodes. Cuerpos de anfibolita(Pεap), posiblemente de origen ígneo, estánasociados con el neis y son intrusivos en ély por lo tanto serían más jóvenes que éste,pero algunos de los cuerpos parecen serconcordantes y podrían ser para-anfibolitascontemporáneas con el neis.

La unidad neis micáceo está constituida porneises de cuarzo - sillimanita - granate, neisesde cuarzo - plagioclasa - biotita ± moscovita,neises de hornblenda - plagioclasa, migmatitasy granitoides. Todas estas paragénesis indicancondiciones de alto grado, donde se encuentranalgunos cuerpos menores de granulitas ácidasy básicas (GONZÁLEZ, 1993b).

Estos neises fueron intruidos por lametatonalita de Puquí, produciendo un me-tamorfismo térmico y asimilación a escalaregional de la roca encajante. SegúnÁlvarez (1983), la metatonalita puede co-

rresponder a un fundido poligenético quese ha comportado como una rocamagmática intrusiva.

Rocas con ortopiroxeno, predominantemen-te hipersteno, se encuentran relacionadas conlos siguientes paquetes litológicos:

- Granulitas básicas: Gabros noríticos ygranulitas noríticas

- Neises biotíticos con ortopiroxeno- Facies de borde y stocks metagranitoides- Xenolitos básicos con ortopiroxeno en la

metatonalita

Estas rocas con ortopiroxeno son similares acharnoquitas (GONZÁLEZ, 1993b) y su com-posición mineralógica varía entre ampliosmárgenes (Tabla 3); algunas de ellas songranulitas producto de metamorfismo de altogrado en facies granulita y pueden o no serfoliadas. Las otras son rocas de afinidadcharnoquítica con hipersteno. En todas lasocurrencias es claro que al menos en parte, elComplejo de Puquí alcanzó la facies degranulita, aunque hoy las paragénesis predo-minantes indican condiciones de la facies an-fibolita.

La metatonalita de Puquí y en general losgranitoides con estructura néisica, están aso-ciados íntimamente con el neis micáceo y cer-ca a los contactos entre ambas unidades apa-recen zonas migmatíticas, formadas por in-yecciones capa a capa de roca graníticaconcordantes con la foliación del neis. El co-lor de estos neises es gris oscuro moteado conbandeamiento neisoide o foliación. Sucomposicón aunque variable, es la de unatonalita y localmente granodiorita (Tabla 3),con algunos minerales metamórficos comocaracterizantes, lo cual hace pensar en un ori-gen metamórfico, más bien que en uno ígneoconvencional.


INGEOMINAS 43

Es posible que el magma se haya formado agran produndidad por anatexis de rocas si-milares al neis, lo cual explicaría la presen-cia de minerales metamórficos, que repre-sentan material de alta temperatura los cua-les permanecen en estado sólido durante laanatexis y formación de las migmatitas(WINKLER, 1979).

3.1.2.1. Edad.

Los neises micáceos, según Hall et al., (1972)podrían ser atribuidos al Proterozoico o alPaleozoico inferior. Para Alvarez (1983) quiénse basó en comparación con rocas del Macizode Garzón, serían del Proterozoico. González(1993b) basado en la presencia de rocas de

afinidad charnoquítica y de metamorfitas dealto grado en facies granulita, considera unaedad proterozoica como la más posible paraeste complejo. Sin embargo, los datosgeocronológicos no confirman estas edades(TOUSSAINT, 1993; RESTREPO et al., 1991).De la metatonalita se han obtenido edades K/Ar en micas entre 211 ± 7 m.a. y 239 ± 7 m.a.y del neis micáceo 248 ± 10 m.a. y 270 ± 10m.a K/Ar en biotita (MAYA, 1992).

Los datos presentados por Restrepo et al.,(1991) para una isocrona Rb/Sr tampoco sonconcluyentes ya que los puntos obtenidos noestán alineados (Figura 9) y por lo tanto pue-den interpretarse de maneras diferentes. Es-tos resultados apoyan más el Paleozoico paraal menos parte del Complejo de Puquí.

TABLA 3. ANÁLISIS MODALES EN MUESTRAS CON ORTOPIROXENODEL COMPLEJO DE PUQUÍ.

CUERPO GRANULITAS BÁSICAS NEISES BIOTÍTICOS GRANULITAS ÁCIDASCuarzo 1,6 - 7,5 22,5 - 38,5 22,3 - 34,8Feldespato-K 3,9 - 14,2 25,05 - 32,91 TR - 41,96

Micropertita - - TR - 11,79

Plagioclasa 28,8 - 44,06 1,32 - 23,58 3,01 - 23,8Moscovita - TR TR

Biotita TR - S,4 5,50 - 21,37 1,5 - 13,8

Ortopiroxeno TR - 35,8 TR - 9,46 2,23 - 8,06Clinopiroxeno 2,3 - 36,1 - - - -

Anfíbol 0 - 6,5 - - - -

Sillimanita - 0 - TR 0 - TRCordierita - 0 - 24,88 - - -

Granate - 0 - 1,6 - - -

Opacos 0,7 - 6,45 TR - 1,57 0,44 - 3,13An Plag ioclasa 56 - 60 32 - 50 31 - 40

IC 43,3 - 49-8 12,89 - 27,5 9,99 -19,20

PE 3,01 - 3,14 2,71 - 2,75 2,71

PE: Peso específico. IC: Indice de color. TR: Trazas


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3.1.3. Granulitas y Migmatitas de El Retiro(Pεεεεεgr)

Al oriente de Medellín entre La Ceja y El Reti-ro, se encuentra un conjunto heterogéneo demetamorfitas de alto grado de metamorfismodescritas en parte, como Grupo Ayurá-Montebello (BOTERO, 1963), Migmatitas dePuente Peláez (GONZÁLEZ, 1980), oGranulitas de El Retiro (RESTREPO, 1986).

Teniendo en cuenta las característicaslitológicas y la ubicación geográfica, se prefie-re en este trabajo utilizar el rangolitoestratigráfico granulitas- migmatitas y la

nominación de El Retiro, aunque es clara lanecesidad de efectuar estudios detallados quepermitan establecer la relación entre las dife-rentes litologías de la unidad y de ésta con lasrocas adyacentes. La litología predominantecorresponde a neises cuarzo-feldespáticos decaracterísticas ígneas y neises y esquistosalumínicos íntimamente mezclados, que handado origen a amplias áreas de migmatitas.Además, aparecen algunos cuerposlenticulares de anfibolita, cuya relación con losneises no es clara, aunque podrían correspon-der a diques y silos metamorfoseados de rocasgabroides.

0.7200

0.7150

0.7094

0.7065

0.700087 86

1 2 Rb / Sr

I N G E O M I N A SISOCRONA Rb/Sr obtenida sobre rocas

migmatíticas del Complejo de Puquí

Fuente: Dibujo: Margarita R.

Escala: Grafica Fecha: I -96 Figura : 9

Modificado de Restrepoet al., 1.991

Sr /Sr87 86


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Debido a las variaciones en la estructura delcuerpo de migmatitas, las característicastexturales tanto de la fracción granítica comode la metamórfica varían considerablementeaunque su composición es relativamente ho-mogénea.

La parte granítica tiene textura hipidioblásticay está compuesta por cuarzo y feldespato. Elcuarzo se presenta en varias formas:

- Cuarzo en gotas, incluido en feldespato, nodeformado y limpio.

- Cuarzo intersticial en agregados y cristalesanhedrales entre megacristales defeldespato. Se caracteriza por la forma cón-cava de los cristales individuales. Este cuar-zo suele presentar sombras de presión enel contacto con el feldespato.

- Cuarzo de reemplazamiento. En este casolos cristales son irregulares y curvados.

El feldespato predominante es plagioclasa decomposición variable y hábito tabular. El

feldespato potásico es ortosa, con tendencia aconstituir porfiroblastos, en especial donde sedesarrollan estructuras “augen” y contiene nu-merosas inclusiones de los otros componentes;localmente son abundantes zonas pertíticas eintercrecimientos mirmequíticos. El cuarzo yfeldespato constituyen más del 85% de la frac-ción granítica, aunque la relación ortosa:plagioclasa es muy varible (Tabla 4). En los len-tes de anfibolita el leucosoma está constituidopor plagioclasa idioblástica, equigranular decomposición andesina, con cuarzo accesorio.

La fracción granítica del neosoma está envueltapor un paleosoma esquistoso, irregular y discon-tinuo, muy variable en textura y composición,constituido escencialmente por biotita,sillimanita fibrosa, cuarzo, granate, cordieritapinitizada, ocasionalmente andalucita y acce-sorios. La biotita es el principal constituyente,con abundantes inclusiones de circón, con halopleocroico fuerte y de apatito; la sillimanita seencuentra asociada íntimamente a biotita, mien-tras que andalucita en microporfiroblastos ycordierita, son más abundantes cerca al contac-to con la fracción granítica.

TABLA 4. ANÁLISIS MODALES DE GRANULITAS Y NEISES DE EL RETIRO.

MINERALES (1) (2) (3) (4) (5) (6) (7) (8) (9)

Cuarzo 26,5 24,9 18,6 15,9 22,1 0,6 15,2 15,2 32,4Plagioclasa 27,4 39,2 21,0 38,4 63,2 31,9 40,3 40,3 46,8Ortoclasa 34,5 28,6 41,6 30,8 - - - - 7,0Biotita 9,6 6,8 13,3 10,5 8,6 TR 0,1 0,1 -Ortopiroxeno - - TR - 6,0 54,4 38,7 38,7 -Clinopiroxeno - - - - - 0,4 2,0 2,0 -Hornblenda - - - - - 4,6 - - 0,5Opacos 0,4 0,3 0,2 0,4 TR 8,1 3,6 3,6 0,1Apatito 0,1 - 0,1 0,1 TR TR - - -Sillimanita 1,4 - 0,6 TR - - - - -Moscovita - - 4,5 3,9 - - - - -An 8 24 20 3,0 ND ND ND ND NDND: No especificado TR: Trazas


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En la zona de El Retiro y entre San José y LaCeja, predominan neises feldespáticos, al-gunos con apariencia granulítica, aunque lo-calmente existen capas migmatíticas. Lamayor parte de estos neises son de granomedio a fino, laminados, con una lineaciónbien definida, debida a agregados de cuar-zo ahumado en forma de lápiz, en una ma-triz de feldespato granular caolinizado o ala orientación subparalela de láminas debiotita.

Feldespato y cuarzo constituyen mas del 80%en la mayoría de las rocas aflorantes; elfeldespato potásico es ortosa ligeramentepertítica, la plagioclasa es andesina sódica ybiotita y moscovita son los mineralescaracterizantes. Unas pocas muestras con-tienen ortopiroxeno (ARDILA, 1986;RESTREPO, 1986). La mayoría de los neisesy granulitas presentan evidencias de habersufrido deformación y metamorfismo retró-grado.

3.1.3.1. Metamorfismo - Edad.

Las migmatitas y neises de esta unidad re-presentan rocas de alto grado de metamor-fismo, con evidencias locales de haber alcan-zado la facies de granulita conortopiroxeno. Sin embargo, los efectos di-námicos y metamorfismo retrógrado hanmodificado tanto las característicastexturales como las paragénesis metamórfi-cas de equilibrio en el alto grado y aunquela zona, en conjunto, parece representar latransición entre la facies de granulita y lade anfibolita, la interpretación de su meta-morfismo es complicada, pues en la mayoriade los casos no es posible determinar las re-laciones entre la fracción granítica y elpaleosoma esquistoso y además, lasparagénesis en la facies de anfibolita

prógrada son similares a las desarrolladaspor metamorfismo retrógrado a partir derocas que alcanzaron la facies granulita. Laparagénesis actual puede representar más deun evento metamórfico, pues muchas de lasasociaciones encontradas son metaestables,con un mayor número de fases que las de lascondiciones de equilibrio en la facies granulita,o aún en la de anfibolita para rocas cuarzo-feldespáticas y pelíticas.

La edad de esta unidad no se conoce concerteza; ha sido asignada al Proterozoico (?)-Paleozoico Inferior (GONZÁLEZ, 1980) ba-sado en el mayor grado de metamorfismoen relación con las rocas del ComplejoCajamarca, consideradas al menos anterio-res al Devónico (TOUSSAINT, 1993), a suposición estratigráfica con respecto a unaunidad de cuarcitas de más bajo grado demetamorfismo de este mismo complejo(GONZÁLEZ, 1980) y ante todo por la pre-sencia de granulitas, rocas consideradas delProterozoico (MEHNERT, 1971; TURNER1981; MIYASHIRO, 1994). Además, se hacorrelacionado con el Complejo de Puquí,asignado por litología y grado de metamor-fismo al Proterozoico (ETAYO et al., 1983;GONZÁLEZ, 1993b).

Sin embargo, las dataciones isotópicas has-ta ahora efectuadas en rocas de esta uni-dad no confirman la edad asignada, puesla mayoría de las edades obtenidas(RESTREPO et al., 1991) en muestras deprotolito sedimentario, dan edades conven-cionales para una relación inicial de 0,710que varían entre 1.268 y 167 m.a., lo cualindica que probablemente algunas de ellasno han permanecido como sistemas cerra-dos desde el momento del metamorfismo dealto grado, sino más bien que eventosmetamórficos posteriores abrieron parcial-mente el sistema isotópico.


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3.2. PALEOZOICO

Las rocas paleozoicas que afloran en el De-partamento de Antioquia son metamorfitas debajo a medio grado de metamorfismo, en fa-cies esquisto verde a anfibolita, con eviden-cias radiométricas de haber estado sometidasa más de un evento metamórfico de los cua-les, al menos uno sería del Paleozóico inferiory otro del Paleozoico superior (RESTREPO etal., 1991; TOUSSAINT, 1993; GONZALEZ,1993a). Estas rocas constituyen el núcleo dela Cordillera Central y la mayor parte, hansido agrupadas como Complejo Cajamarca enel sentido de González (1989), constituido porlas rocas metamórficas del flanco este de laCordillera Central (FEININGER et al., 1972),el Grupo Valdivia (HALL et al., 1972), partedel Grupo Ayurá-Montebello (BOTERO, 1963)y las rocas metamórficas al sur del departa-mento consideradas como parte del GrupoCajamarca (GONZÁLEZ, 1980).

Sobre el flanco este, hacia el Valle del Magda-lena, en La Cristalina y entre Aquitania y SanFrancisco, afloran metasedimentitas con fau-na del Ordovícico; esta secuencia es impor-tante, pues la mayoría de las discusiones so-bre la edad del metamorfismo en la Cordille-ra Central se refieren a ella.

Ambos flancos de la Cordillera Central se ca-racterizan por la presencia de cuerpos de ta-maño variable, alargados en el sentidotectónico regional, de intrusivos sintectónicosde estructura néisica con inclusiones deesquistos y anfibolitas y aunque tienen eda-des isotópicas en los rangos Devónico-Carbonífero y Pérmico - Tríasico, es difícil asig-nar una edad segura, correspondiente a unevento orogénico determinado. Durante elevento Permo-Triásico también ocurrió la in-trusión de algunos stocks graníticos, como losde Amagá y El Buey.

La edad de las rocas metamórficas que cons-tituyen gran parte de la Cordillera Central,tanto en Antioquia como al sur, ha sido ob-jeto de grandes controversias, en parte de-bido a la escasez de datos geocronológicosy a la correlación de fenómenos caracterís-ticos de regiones separadas por grandes fa-llas o demasiado alejadas unas de otras. Laaplicación del concepto de terreno y el re-conocimiento del papel de frontera que tie-nen algunas de estas fallas regionales, mues-tra que la Cordillera Central no es un con-junto geológico único, sino que está consti-tuido por varios terrenos, alóctonos entre sí(TOUSSAINT, 1993).

La edad del metamorfismo no puedeprecisarse, pero en general las rocas meta-mórficas de la Cordillera Central puedenconsiderarse como parte de un complejopolimetamórfico, en el cual se pueden de-tectar eventos superpuestos (RESTREPO yTOUSSAINT, 1984). La separación de lasunidades metamorfoseadas por primera vezen un período dado, no es posible con el es-tado actual del conocimiento y por lo tantoes difícil limitar en el espacio la unidadlitológica resultante de cada uno de los even-tos metamórficos sucesivos. Durante elPaleozoico parece detectarse un eventocaledoniano, uno acadiano y otroherciniano. En algunos casos, el eventopuede ser sólo térmico y en otrosdinamotérmico regional asociado a pluto-nismo de la misma edad.

Debido al carácter polimetamórfico, es posi-ble la presencia de terrenos aloctónosmetamórficos más jóvenes, mientras que lasrocas consideradas como autóctonas, estaríanafectadas por el metamorfismo indicado porlas edades más recientes.


48 INGEOMINAS

Los afloramientos de esta unidad son po-bres debido al bajo relieve en el área dondeellas afloran y a su poca resistencia a lameteorización y sólo ocasionalmente se en-cuentran afloramientos continuos de ciertaextensión. Las rocas mas abundantes corres-ponden a lutitas negras a grises, limolitassilíceas negras y metareniscas feldespáticascon bancos intercalados de caliza. Laslimolitas y metalimolitas son las rocas masresistentes y resaltan en la geomorfología delárea pues las quebradas al cortarlas formansaltos. Los planos de estratificación presen-tan lustre sedoso debido a la formación demica granular. Hacia el oeste las rocas pre-sentan un metamorfismo muy débil perohacia el este se observa una mayorrecristalización, con desarrollo de biotitametamórfica y las rocas pelíticas puedenclasificarse como filitas y esquistosfinogranulares.

Varios lentes de caliza estáninterestratificados con los sedimentospelíticos. El lente más occidental correspon-de a una caliza arcillosa, finogranular, decolor gris y finamente laminada; hacia elsureste tanto las calizas como las pelitaspresentan una mayor recristalización y setienen mármoles blancos de grano medio.Lentes de caliza y mármol, localizados enáreas vecinas se han correlacionado con lascalizas de esta formación, aunque su rela-ción con rocas adyacentes puede variar conrespecto a las observadas en el área de LaCristalina.

El espesor de esta formación es probablemen-te, de unos pocos centenares de metros, perono es posible hacer una determinación exactadebido a los plegamientos complejos,fallamiento con desplazamientos de granmagnitud y a los afloramientos mal expues-tos en una región de bajo relieve.

3.2.1. Ordovícico

Rocas sedimentarias y metasedimentarias delOrdovícico afloran en el flanco oriental de laCordillera Central hacia el Valle del Magda-lena, desde un poco al sur de Puerto Berrio,en la estación de La Cristalina, hasta la re-gión de Aquitania y San Francisco. Lassedimentitas de La Cristalina han sido tratadasextensamente en la literatura geológica debidoa la presencia de fauna (HARRISON, 1930;BOTERO, 1940a,b; FEININGER et al., 1972).Las Metasedimentitas de Aquitania y San Fran-cisco fueron agrupadas por Feininger et al.,(1972) como «Rocas sin Diferenciar de Bajo Gra-do de Metamorfismo» y aparecen en capas queconservan las características de la estratificaciónsedimentaria; su relación y edad con otrasmetasedimentitas es un problema no resueltototalmente. En este trabajo se agrupan con elnombre informal de Metasedimentitas deAquitania ya que las mejores exposiciones se en-cuentran a unos 5 km al sur de está población.

También se consideran como de esta edad, porsus características litológicas y en especial porla similitud en el tipo de metamorfismo y suintensidad, las rocas denominadas porGonzález (1980) rocas metamórficas de bajogrado, que afloran en el flanco occidental dela Cordillera Central y que en parte están aso-ciadas tectónicamente al Sistema de FallasRomeral y asignadas al Paleozoico inferior.Estas mismas rocas habían sido consideradasprecámbricas por Grosse (1926).

3.2.1.1. Formación La Cristalina (Olc).

Las rocas de La Cristalina cubren un área de45 km²; están separadas del conjunto de ro-cas metamórficas de la Cordillera Central porfallas regionales de rumbo, con grandes des-plazamientos.


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Graptolites colectados en el área e identifica-dos en los trabajos de Harrison (1930), Botero(1940a,b), indican el Ordovícico Inferior,Arenigiano (Tabla 5).

3.2.1.2. Metasedimentitas de Aquitania (Oa).

Nombre informal utilizado en este trabajo paraagrupar y describir la secuencia metasedi-mentaria, denominada por Feininger et al.(1972), como «Rocas Metamórficas de BajoGrado sin diferenciar (Pbsd)», que afloran alsuroeste de Aquitania y se extienden al surhasta el departamento de Caldas(GONZÁLEZ, 1993a).

Estas rocas cubren un área de 200 km² y es-tán limitadas al oeste por la Falla Chupadero,al norte por una falla de rumbo noroeste, queademás limita el Stock de Aquitania en suborde suroeste y al este, por la Falla Palestina;son intruidas por el Batolito de Sonsón delJurásico (GONZÁLEZ, 1980). Al este y alnorte están suprayacidas en inconformidad,por las Sedimentitas de San Luis del CretácicoInferior (FEININGER et al., 1972).

Aunque en el mapa, debido a la escala depublicación y a la información disponible parasu elaboración, aparece una unidad homogé-nea, en ella se encuentran rocas de varios ti-

pos y características estructurales dentro delas cuales se incluyen, según Feininger et al.,(1972): pizarras grafitosas negras a grises os-curas, filitas microplegadas, cuarcitasfinogranulares laminadas, liditas ligeramen-te recristalizadas, metagrauvacasfinogranulares, filitas y esquistos de grano muyfino compuestos por actinolita y clorita, rocasmetavolcánicas gris verdosas, macizas a lige-ramente laminadas. Son comunes diques deandesita gris verdosa y de dacita de uno a másde 15 m de espesor. Todas las rocas están frac-turadas y son comunes planos de cizalladura.

La mayoría de estas rocas conserva caracte-rísticas texturales y composicionales delprotolito y el metamorfismo está indicado porla formación incipiente de micas, cuya acu-mulación produce el lustre filítico, por un au-mento ligero del tamaño del grano, en la ma-triz de las rocas clásticas y por la orientaciónsubparalela de los clastos. La foliación se hadesarrollado débilmente y se confunde con laestratificación siendo difícil separar el eventometamórfico del sedimentario.

La relación con las otras rocas metamórficasde la Cordillera Central no es clara, pues enparte los contactos con éstas son fallados y enotras parece ser concordante; allí donde lasmetasedimentitas reposan sobre esquistossericíticos y cuarcitas, es posible que represen-ten la parte superior de una secuencia pelítica,con intercalaciones arenosas que originaríanprobablemente las otras metamorfitas.

Esta unidad contiene al sur de Aquitania, al-gunos restos fósiles en metalimolitas silíceasque corresponden al Ordovícico inferior y ala base del Ordovícico superior por lo cual esposible correlacionarla con la Formación LaCristalina al norte y más al sur, con la Forma-ción el Higado y los Sedimentos de Santa Te-resa (GONZÁLEZ, en preparación).

TABLA 5. FAUNA DE LA FORMACIÓN LACRISTALINA

Didymograptus extensus Hall

Didymograptus nitudus Hall

Didymograptus hirundo Salt

Didymograptus gibberulus Nich

Edad asignada Arenig, base del Ordovícico, clasificaciónpor Dr. G.L. (In HARRISON, 1930; BOTERO A., (1940b)


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3.2.1.3. Metasedimentitas de Sinifaná(Pzms).

Metamorfitas de muy bajo grado afloran en elflanco occidental de la Cordillera Central entreSanta Bárbara y Fredonia, a lo largo de la Que-brada Sinifaná, constituyendo un cuerpo de 36km² limitado al este, en parte por la FallaRomeral en el sentido de Grosse (1926), y enparte por rocas volcánicas básicas alteradas queaparentemente cabalgan sobre ellas; al occiden-te sedimentitas de la Formación Amagá repo-san en discordancia angular sobre éstas y sonintruidas por el Stock de Amagá.

Estas rocas fueron descritas como pizarras ar-cillosas a filíticas por Grosse (1926) y comoMetamorfitas de Bajo Grado (Pbsd) porGonzález (1976). Su posición estructural enla zona de falla de Romeral impide determi-nar su relación con otras rocas metamórficasde la Cordillera Central. Además, la foliaciónse ha desarrollado débilmente y en muchoscasos se confunde con estratificación del se-dimento original; es difícil determinar si la ac-titud medida corresponde a un evento meta-mórfico o sedimentario con So || S1.

Las rocas predominantes son: argilitas, piza-rras, filitas, metagrauvacas, metareniscas ycuarcitas de grano fino, donde se observa deuna manera clara la textura clástica de lasedimentita original y el metamorfismo estáindicado por la formación de clorita, sericitay en las de mayor grado, de biotita, con unligero aumento de tamaño de los cristales enla matriz y por la orientación subparalela deporfiroclastos de cuarzo, plagioclasa y local-mente de granates redondeados e intensamen-te fracturados. Filitas sericítico-cloríticas, deestructura lenticular fina y color gris verdoso,con tremolita-actinolita, podrían indicar unprotolito volcánico, toba (?), de composiciónbásica.

No existen dataciones isotópicas de esta uni-dad y hasta ahora no se han encontrado fó-siles, por lo cual es difícil dilucidar su edad;sin embargo, su relación con el Stock deAmagá que la intruye formando una delga-da aureola de contacto, permite asignarleuna edad anterior al Carbonífero Superiorteniendo en cuenta la edad de 309 m.a deeste cuerpo como la edad de su intrusión(RESTREPO et al., 1991); además se hacorrelacionado con las metamorfitas de bajogrado sin diferenciar, llamadas en este in-forme Metasedimentitas de Aquitania, en lascuales recientemente se han encontrado fó-siles del Ordovícico-Silúrico y por lo tantoesta misma edad se considera para este cuer-po. Es necesario tener en cuenta, sin em-bargo, el ámbito tectónico en el cual se en-cuentra, para poder precisar su edad y lareal correlación con las otras rocas meta-mórficas en la Cordillera Central.

3.2.1.4. Metamorfismo.

Las rocas asignadas al Ordovícico por presen-cia de fósiles así como las consideradas de estaedad, en el flanco occidental de la CordilleraCentral por correlación litológica y posicióncon respecto al Stock de Amagá, presentanevidencias texturales y paragénesis, que indi-can que fueron metamorfoseadas en condi-ciones de la parte baja de la facies esquistoverde sin destruir, totalmente, las caracterís-ticas del protolito.

Las areniscas, limolitas y lutitas presentan unamayor recristalización; láminas finas, ligera-mente orientadas de biotita de origen meta-mórfico definen la foliación y pueden formarhasta un 10% de la roca. Además, como mi-nerales metamórficos, se encuentran sericita,grafito y albita.


INGEOMINAS 51

Las calizas muestran evidencias texturales derecristalización con un aumento ligero del gra-no y se van haciendo más blancas a medidaque desaparece la materia carbonosa, por elcalentamiento. Sin embargo, como son rocasmonominerales, con sólo calcita, es difícil de-terminar el grado de metamorfismo.

Las rocas del Ordovícico en La Cristalina su-prayacen a rocas del Proterozoico(FEININGER et al., 1972) en facies granulita,mostrando efectos de metamorfismo retrógra-do y dinámico, producidos, probablemente,por el metamorfismo débil que afectó lassedimentitas del Ordovícico.

La edad del metamorfismo no se conoce conexactitud y en las rocas del flanco este podríacorrelacionarse con el evento caledoniano, queafecta el Macizo de Santander datado entre410 y 450 m.a (MAYA, 1992) y al cual se asig-na el metamorfismo de la Formación Silgará(WARD et al., 1973). Las rocas de Sinifanápodrían haber sufrido un metamorfismo deedad similar a la de las rocas de la CordilleraCentral en el Paleozoico superior, relaciona-do con la orogenia hercínica (RESTREPO,1986).

3.2.2. Complejo Cajamarca (Pznf, Pzes, Pzev,Pzei, Pzq, Pzm)

La mayor parte de la Cordillera Central, tantoa nivel del departamento como en su extensiónhacia el sur del país, está constituida por rocasmetamórficas con evidencias de haber sufridovarios eventos metamórficos, que se reflejantanto en las paragénesis metamórficas comoen los rasgos texturales y edades isotópicas;aunque estas rocas han recibido diferentesnombres, de acuerdo con la localidad dondehan sido descritas o al autor, en los trabajosrecientes de cartografía geológica regional

efectuados por INGEOMINAS (MAYA yGONZÁLEZ, 1995) se propone agruparlascomo unidad litodémica denominada«Complejo Cajamarca», de tal forma que loslevantamientos cartográficos, detallados yestudios paragenéticos, permitan unaseparación adecuada en unidadeslitoestratigráficas.

Como unidad litodémica el ComplejoCajamarca debe tener límites tectónicos defi-nidos, más que una localización geográfica.Se han determinado los siguientes: la FallaOtú-Pericos, que la separa de unidades meta-mórficas precámbricas, en el flanco orientalde la Cordillera Central, hacia el Valle del RíoMagdalena, y la Falla San Jerónimo al occi-dente, que la separa de rocas volcánicas bási-cas de afinidad oceánica del ComplejoQuebradagrande, en el flanco occidental dela cordillera. Bajo este esquema las rocas me-tamórficas localizadas al occidente deQuebradagrande, hacia el Río Cauca, consti-tuyen una unidad litodémica diferente, deno-minada Complejo Arquía.

Esta separación constituye una divisiónlitológica, química y geocronológica principal,ya que mientras el Complejo Cajamarca cons-ta de rocas metasedimentarias cuarzosas yesquistos silíceos y básicos, ricos en Al, conalgunos cuerpos calcáreos con evidenciasisotópicas de varios eventos metamórficos, elComplejo Arquía está compuesto por esquistosbásicos y rocas metaígneas, con datacionesisotópicas sólo del Cretácico.

El Complejo Cajamarca agrupa las siguientesunidades metamórficas, de extensión regional:

- Grupo Cajamarca (NELSON, 1957, 1962)

- Grupo Ayurá - Montebello (BOTERO, 1963),en especial la parte que corresponde a


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Montebello, de esquistos, cuarcitas y már-moles.

- Grupo Valdivia (HALL et al., 1972)

- Rocas Metamórficas de la Cordillera Cen-tral ( FEININGER et al., 1972).

Predominan en estas unidades dos tipos deesquistos de bajo a medio grado, intercaladoscon cuarcitas y localmente con mármoles,neises alumínicos de medio grado y algunoscuerpos generalmente lenticulares, deanfibolitas. De acuerdo a la separacióncartográfica efectuada durante los trabajos re-gionales, se pueden separar los siguientes gru-pos químicos:

- Grupo Pelítico: neises alumínicos, esquistoscuarzo-sericíticos, esquistos grafíticos

- Grupo Básico: anfibolitas, esquistosanfibólicos

- Grupo Calcáreo: mármoles y esquistoscalcáreos

- Grupo Cuarzoso: cuarcitas, esquistos yneises cuarzosos

El mapa geológico del departamento indica lasunidades con extensión regional dentro de losgrupos considerados y una nueva unidad de-nominada Esquistos Intercalados, con las ca-racterísticas químicas de los grupos pelítico ybásico, allí donde debido a la mezcla íntimade esquistos sericíticos y clorítico-actinolíticos,es difícil separarlos a la escala de un mapa re-gional.

El bandeo composicional a escala regional delas rocas metamórficas esquistosas es hereda-do, en gran parte, de la estratificación en elprotolito sedimentario, mientras que el que

aparece a pequeña escala, en neises yanfibolitas se debe a diferenciaciónmetamórfica.

La composición notablemente uniforme en lascapas individuales, la estratificación finamen-te laminada y el tamaño del grano, sugierenuna depositación en una cuenca de gran ex-tensión, con cambios laterales en las facies se-dimentarias y bajo condiciones anaeróbicas(FEININGER et al., 1972). Esta sedimentaciónestuvo controlada por la alternancia o combi-nación de los siguientes factores:

- Sedimentación arcillosa a veces con abun-dante materia carbonosa.

- Precipitación química de coloides silíceos,con contaminación arcillo-carbonosa.

- Derrames tobáceos.

La ausencia de unidades guía y el intenso ple-gamiento produce cambios en el espesor delas diferentes unidades litológicas, y es difícildeterminar una secuencia; sin embargo,Feininger et al. (1972), consideran que la par-te basal estaría representada por los neisesalumínicos y el tope por los mármoles, sobrelos cuales estarían las rocas metamórficas demás bajo grado, en las que se han encontradoalgunos restos fósiles asignados al Ordovícico,en la región de Aquitania y San Francisco.

3.2.2.1. Neises Cuarzo Feldespáticos yAlumínicos - (Pznf y Pznl).

La unidad metamórfica más abundante en elflanco oriental de la Cordillera Central al oc-cidente de la Falla Otú, (FEININGER et al.,1972), está constituida por néises feldespáticosy alumínicos cuya estructura varía entreesquistosa y néisica, a veces migmatítica.


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Además, cuerpos similares se hallan al nortede la cordillera al este de la Falla Espíritu San-to (HALL et al., 1972; GONZÁLEZ, 1992;ZAPATA y COSSIO, 1993). Los cuerpos queconstituyen esta unidad están localizados en:

- Cuerpo principal de dirección norte-sur,desde Liberia al norte y el límite con el De-partamento de Caldas al sur

- Al noreste de Amalfi, entre esquistos cuar-zo-sericíticos y cuarcitas

- Al este de Amalfi, cuerpos limitados porcuarcitas y el Batolito Antioqueño

- Al este de Aquitania

- Al oeste, noreste y este de San Carlos, limi-tados por el Batolito Antioqueño, cuarcitasy la Falla Balseadero

- Neis feldespático, cerca a Toledo y cuerposmenores relacionados

- Neis lenticular, al este y noreste de Toledo(Pznl)

- Neis, al sur de Ituango

- Neis, al este de Puerto Valdivia

Los neises presentan amplias variacionesmineralógicas y texturales, debido tanto a lascondiciones del metamorfismo como a la he-terogeneidad de los sedimentos originales. Laroca predominante es néisica, bien foliada, porlo general plegada y de color gris brillante, don-de además son comunes estructurasmigmatíticas.

La parte granítica de las migmatitas esadamelítica a granodiorítica, de grano medioa grueso, compuesta por cuarzo, plagioclasa

(An 10 -30) y ortoclasa, por lo general en for-ma lenticular, envuelta por una capa micáceairregular y discontinua de espesor variable,compuesta por biotita, moscovita, andalucitao sillimanita, escaso cuarzo, plagioclasa,cordierita, granate, turmalina, apatito, circóny grafito.

Los neises no migmatíticos son de grano me-dio a fino, están bien laminados y por lo gene-ral plegados y en muchos casos tienen mejordesarrollada una estructura lineal que la fo-liación, en especial cerca a algunas de las fa-llas regionales. La composición predominan-te (Tabla 6) es oligoclasa, cuarzo, biotita,sillimanita fibrosa y prismática; el feldespatopotásico por lo general es accesorio y en algu-nas muestras falta.

Los neises al norte de la Falla Balseadero sonagmatíticos y están compuestos por partesaproximadamente iguales de roca granítica yfragmentos de neises finogranulares, finamen-te laminados. Los neises esquistosos son ricosen micas y contienen abundantesporfiroblastos, de estaurolita y ocasionalmen-te de granate y andalucita.

Las paragénesis determinadas en estas rocas(Tabla 6) indican condiciones de metamorfis-mo de medio grado en la facies de anfibolitabaja hasta alta, caracterizadas por laabundacia de cordierita y andalucita y la es-casez de granate, lo cual indicaría baja pre-sión en serie de facies tipo Abukuma.

Ninguno de los minerales metamórficos ni lasparagénesis que caracterizan los neises tieneuna distribución amplia, variando aún en dis-tancias cortas; la presencia de cordierita ysillimanita indica claramente que la roca estáen facies anfibolita, más alta que la facies es-quisto verde, que caracteriza a gran parte delas rocas del Complejo Cajamarca. La


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moscovita fina, sericita, en varias muestras tie-ne hábito fibroso, lo cual sugiere que espseudomorfa según sillimanita aunque tam-bién se encuentra sillimanita prismática fres-ca. Lo anterior sugiere que los neises podríanser dimetamórficos, en los cuales un segundoevento metamórfico retrógrado, llevó a la fa-cies esquisto verde, rocas originalmente en fa-cies anfibolita. La cloritización de la biotita yla pinitización de la cordierita representaríaneste mismo fenómeno.

Aparentemente los neises localizados al oestede la Falla Otú están en el mismo nivelestratigráfico y corresponden a la zona de más

alto grado en el Complejo Cajamarca. El au-mento en el grado de metamorfismo sería lacausa de la gradación, que puede observarseen algunas áreas, de esquistos sericíticos aneises y migmatitas (FEININGER et al., 1972)

3.2.2.2. Esquistos Cuarzo-Sericíticos (Pzes).

Esta denominación litológica general agrupaen el mapa geológico regional, esquistosgrafíticos caracterizados por su color gris os-curo a negro, debido al contenido de grafito,por lo cual en el campo se designan general-mente como esquistos negros.

TABLA 6. COMPOSICIÓN DE NEISES FELDESPÁTICOS Y ALUMÍNICOSDEL COMPLEJO CAJAMARCA.

MINERALES (1) (2) (3) (4) (5)

Cuarzo 20-30 24,3 28,3 24,4 18-32

Plagioclasa 40-70 57,8 49,2 57,3 45-60

Ortosa 0-7 2,3 6,6 3,6 0-5

Biotita 6-15 13,6 11,9 8,9 10-18

Moscovita 2-7 - 0,6 1,5 TR-4

Apatito TR-2 0,6 0,1 TR TR-1,1

Cordierita 0-15 - - 1,3 0-4,4

Circón TR-01 TR TR TR TR

Anfibol - 1.9 - 2.4 -

Sillimanita - - 3,3 1,6 0-4,6

Granate 0-TR - TR 0,1 0-4,5

Estaurolita - - - 0-0,8

Opacos TR-0,2 0,1 0,1 0.1-0,5

(1) Neises al norte de la Falla Balseadero. Rango 10 muestras (FEININGER et al., 1972) (2) Neises Río Guatapé - Composición promedia 5 muestras. (3) Amalfi. Composición media 6 muestras. (4) Neises al sur del Río Cocorná. Media de 5 muestras. (5) Sur de Toledo. Rango de variación para 10 muestras. TR: Trazas.


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Estos esquistos se encuentran ampliamente dis-tribuidos en las unidades que se han agrupa-do para constituir el complejo, tanto en el flan-co este de la cordillera como en el occidental yla parte axial. Las rocas predominantes pre-sentan estructura esquistosa, finamente lami-nada en capas de 3 a 5 mm de espesor, inten-samente replegadas con venas y lentes decuarzo lechoso de 0,1 a 10 cm de espesor, pa-ralelas a la foliación y que se acomodan a laforma de los plegamientos. El rumbo de laesquistosidad varía entre N 10° E y N 20° W,con buzamiento marcado al este.

Los minerales esenciales son cuarzo y sericitaque constituyen entre 90 y 95% de la roca,con cantidades menores de clorita, biotita, gra-fito, plagioclasa sódica (An<10) y trazas decircón, apatito, turmalina y óxidos de hierro(Tabla 7). Presentan una buena segregaciónmetamórfica, con capas finas de mica y grafi-to, separadas por bandas más gruesas de cuar-zo granoblástico.

Andalucita es un mineral de amplia distribu-ción en estas rocas; aparece en porfiroblastossericitizados de tamaño variable y en la ma-

TABLA 7. ANÁLISIS MODALES ESQUISTOS SERICÍTICOS Y CLORÍTICOS Y DE CUARCITAS DELCOMPLEJO CAJAMARCA.

MINERALES (1) (2) (3) (4) (5) (6)

Cuarzo 45-70,0 15 - 60 0 - 6,9 80 - 95 50 - 85 5 - 55

Plagioclasa 0 - 8 TR - 2,0 135 - 21,6 - 0 - 5 0 - 25

Sericita 10 - 25 - - - 5 - 30 -

Moscovita 0 - 12,0 13,70 - 0 - 3 0 - 10 0 - 20

Clorita 1,0 - 6,0 TR - 15 16,0 - 21,5 0 - TR 1 - 6 0 - 30

Biotita 4 - 12,0 0 - 25 - 0 - 15 3 - 10 0 - 40

Grafito 0 .5 - 3,0 0,1 - 1,0 - 0 - 0,3 0,5 - 1,0 0 - 0,5

Opacos 0.1 - 2,0 0,1 - 05 0,3 - 3,6 TR - 03 0,1 - 0,5 0 - 0,5

Epidota - - 23,2 - 31,0 - - -

Actinolita - - 33,3 - 35-3 - - -

Calcita - - TR - 2,3 - - -

Granate 0 - 6,0 0 - 15 - 0.2,5 0.0,5 0 - 20

Esfena 0,1 - 0,5 0 - 0,2 0,1 - 0,4 0,1 - 02 TR - 01 0 - 0,1

Sillimanita 0 - 2,5 - - - - -

Cordierita 0 - 3,5 - - 0 - 3,0 - -

Cloritoide 0 - 2,5 - - 0 - 1,5 - 0 - 5

Andalucita 0 - 5,0 0 - 2,0 - - 0 - 12 0 - TR

Estaurolita - 0 - 15 - - - 0 - 45

(1) Esquistos micáceos flanco este Cordilleral Central (FEININGER et al., 1972)(2) Esquistos cuarzo sericíticos (RESTREPO, 1986).(3) Esquistos de actinolita-epidota-clorita.Rango valores para 10 muestras (GONZÁLEZ, 1980).(4) Cuarcitas. Rango de valores (FEININGER et al., 1972;GONZÁLEZ, 1980).(5) Esquistos cuarzo-sericíticos (HALL et al., 1972).(6) Esquistos biotíticos de Caldas (RESTREPO, 1986).TR: Trazas.


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yoría de los casos con los ejes rotados, con re-lación a la dirección general de la foliación.Cordierita aparece en los esquistos del flancooriental, relativamente cerca a los contactoscon los batolitos Antioqueño y de Sonsón,mientras que sillimanita fibrosa aparece aso-ciada a biotita, en los esquistos de más altogrado; granate, alto en espesartita apareceocasionalmente y parece estar controlado porla composición del protolito, más que por elgrado de metamorfismo, lo mismo que en laaparición de estaurolita.

Los esquistos cuarzo-sericíticos pasan a filitaspor disminución en el contenido de grafito ypor recristalización más intensa, acompaña-da, por lo general, de la formación de biotita;pasan a cuarcitas biotíticas y es difícil en al-gunas zonas determinar la litología predomi-nante, por lo cual en el mapa aparece comointercalaciones de esquistos micáceos y cuar-citas.

Las paragénesis metamórficas encontradas in-dican condiciones de metamofismo regional,a veces con eventos superpuestos de bajo amedio grado y baja presión en la faciesesquistos verde hasta anfibolita baja. Elprotolito corresponde a sedimentos arcillosospelíticos con contenido variable de materiaorgánica.

3.2.2.3. Esquistos Actinolítico - Cloríticos(Pzev).

Este grupo de esquistos, conocidos en el cam-po como esquistos verdes debido a su colora-ción característica, son conjuntamente con losesquistos sericíticos las unidades litológicaspredominantes en los Grupos Valdivia,Cajamarca y parte del Ayurá-Montebello,pero faltan en las rocas metamórficas al estede la Cordillera Central (FEININGER et al.,

1972). En afloramiento son de color verde-gri-sáceo, con lustre filítico sobre los planos deesquistosidad, con una composición minera-lógica que varía entre límites muy estrechos,caracterizada por el predominio de los mine-rales que definen la coloración de la roca.

Son rocas macizas, con esquistosidad bien de-finida paralela a subparalela a la estratifica-ción original, de dirección N 10°-15° E ybuzamientos pronunciados hacia el este. Enlas rocas ricas en anfíbol-epidota, laesquistosidad se confunde con los planos dediaclasamiento y se va haciendo finamentelaminada a medida que aumenta el conteni-do de clorita.

La textura es nematoblástica a hipidioblásticacon bandeamiento composicional definido porcapas finas de albita, separadas por capas deactinolita, epidota y clorita. Como accesoriosse encuentran calcita, esfena, cuarzo, magne-tita, pirita y ocasionalmenate mica blanca (Ta-bla 7). Los minerales verdes están en propor-ciones similares. Cerca al contacto con elBatolito de Sonsón, los esquistos han sido trans-formados en cornubianitas hornbléndicas condiópsido y granate y en esquistosporfiroblásticos hornbléndicos, por efectos tér-micos superpuestos a los regionales.

Las paragénesis metamórficas definidas sontípicas de la facies de esquistos verdes, en con-diciones de baja presión a las cuales se super-ponen eventos térmicos y dinámicos, que mo-difican los rasgos texturales y la composiciónmineralógica original, formadas a partir de se-cuencias volcanoclásticas, producto de una ac-tividad volcánica que alternó con ladepositación de sedimentos en una fosa.

Esquistos calcáreos son relativamente abun-dantes dentro de los esquistos actinolíticos,pero debido a su extensión reducida a la es-


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cala del mapa, no se han separado de estos.Son cuerpos de forma lenticular dentro de losesquistos verdes, los cuales pasan gradual yconcordantemente a esquistos calcáreos, porreemplazamiento de los minerales verdes porcalcita; en los esquistos cuarzo-sericíticos lacalcita es posterior y ha sido introducida a lolargo de planos de foliación, por efectoshidrotermales.

La proporción de los diferentes componenteses muy variable: la calcita alcanza hasta 30%;el cuarzo es abundante en algunas muestras,pero puede faltar en otras; la plagioclasa esalbita no maclada y varía entre 10 y 30%;clorita es el máfico más abundante y en algu-nas muestras está en bandas intercrecida consericita (Tabla 7).

Teniendo en cuenta la composición donde pre-dominan carbonatos y máficos y elbandeamiento, el protolito parece correspon-der a calizas pelágicas depositadas en un pe-ríodo de vulcanismo activo, donde las ban-das de cuarzo representarían capas silíceas deprobable origen químico o bioquímico.

3.2.2.4. Esquistos Intercalados (Pzes+Pzev).

Los esquistos sericíticos y actinolíticos aunquedescritos como unidades homogéneas, se en-cuentran intercalados en el campo tanto a es-cala regional, como de afloramiento. En elmapa los intervalos estratigráficos donde pre-domina un tipo particular de esquistos, pue-de alcanzar un 80% del afloramiento parti-cular; sin embargo, es posible dentro de loslímites cartografiables, encontrar intercalacio-nes de otro tipo de esquistos. Estas intercala-ciones concordantes hacen difícil determinaren algunas áreas cual de los esquistos predo-mina y por ello aparecen indicados en el mapacomo «Esquistos Intercalados».

Estas zonas en campo se caracterizan por laalternancia de capas de color gris oscuro a ne-gro finamente laminadas y de capas de tona-lidades verdosas, por lo general macizas aun-que con una marcada esquistosidad; ocasio-nalmente estas áreas se caracterizan tambiénpor la presencia de zonas de transición, don-de va disminuyendo el contenido de grafitoen el esquisto cuarzo-sericítico y aumentan-do el de clorita-actinolita, para originaresquistos de cuarzo-sericita-clorita, interme-dios en composición mineralógica, entre losdos litotipos que caracterizan los esquistos pre-dominantes.

Las características de los tipos litológicos des-critos como esquistos sericíticos y actinolíticos,son las mismas que predominan en las unida-des intercaladas. Esta situación conduce a lapostulación de un origen sedimentario paraestas unidades (NELSON, 1962).

3.2.2.5. Cuarcitas (Pzq).

Cuerpos de cuarcita bien definidos yregionalmente cartografiables se encuentranen las distintas unidades estratigráficas queconstituyen el Complejo Cajamarca, y son másabundantes en las metamorfitas del flanco estede la Cordillera Central (FEININGER et al.,1972) y en el Grupo Cajamarca, al sur deldepartamento (GONZÁLEZ, 1980). Al norteaparecen intercaladas concordantemente conesquistos micáceos; es difícil separar ambaslitologías, por lo cual aparecen en el mapageológico como una secuencia intercalada deesquistos y cuarcitas. El mapa geológicomuestra las cuarcitas como una unidadhomogénea, pero en el campo se observanvariaciones estructurales desde macizagranoblástica de grano fino hasta esquistosaheteroblástica, lo cual indica variación tantoen la composición del sedimento original


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como en las condiciones de depositación. Laroca predominante está compuesta porcuarzo sacaroidal en mosaicos, de texturapoligonal granoblástica, localmente separadaspor bandas delgadas de biotita. Son las rocasmás resistentes a la meteorización y cuandose descomponen dan un suelo arenoso, decolor crema, donde resaltan granosredondeados de cuarzo, lo cual facilita suidentificación en el campo.

El cuarzo forma entre un 60 y 90% de la rocay el resto está constituido por láminas debiotita rojiza orientada paralela asubparalelamente, que definen la foliaciónmetamórfica de la roca; plagioclasa sódica aintermedia granoblástica, no maclada,apatito, circón y turmalina. Al aumentar elgrado de metamorfismo aparecen asociadosa biotita y en cristales dispersos, andalucita,sillimanita fibrosa y cordierita, aunque es difícildistinguir este mineral del cuarzo y feldespato,excepto cuando presenta pinitizaciónavanzada.

La composición mineralógica de las cuarcitasindica que los sedimentos originales variaronde arena a limo, con un contenido variable dearcillas a partir de las cuales se formó la biotita;cantidades pequeñas de grafito le dan lacoloración oscura a la roca e indicancondiciones reductoras durante ladepositación. Algunas cuarcitas al sur deMontebello tienen la apariencia de liditasrecristalizadas.

Las cuarcitas presentan variacionesgradacionales a esquistos cuarzo-sericíticos,marcadas por un aumento en el contenido demicas y disminución en el contenido de cuar-zo y por lo tanto es posible que algunos cuer-pos de cuarcita incluyan esquistos cuarzososy cuarzo-sericíticos. Lo anterior indica cam-bios laterales en la cuenca de depositación con

aumento del contenido de material arcilloso,que allí se estaba depositando.

Las paragénesis metamórficas indican condi-ciones de baja presión, en grado bajo a mediode metamorfismo, facies esquisto verde alto aanfibolita baja.

3.2.2.6. Mármoles (Pzm).

Cuerpos de mármol cubren un área aproxi-mada de 130 km², principalmente en el flancooriental de la Cordillera Central y al sur deSanta Bárbara sobre esta misma cordillera. Lamayor parte se encuentra en tres bloquestectónicos: uno al oeste de la Falla Otú desdeLa Susana hasta el sur de la Falla Palestina ylos otros dos al oriente de esta falla desde suintersección con la Falla Otú, hacia el suroes-te donde aparecen cubiertos por sedimentosde la Formación Mesa en el Valle del Magda-lena y sobre el Río Samaná, aguas abajo de ladesembocadura del Río Guatapé.

Cuerpos más pequeños se encuentran al oestede la Falla Otú cerca a Segovia, en el RíoCocorná sur, cerca a Amalfi, al sur de Caracolí,en el Cairo, entre Abejorral y Santa Bárbara ycomo lentes y capas en neises feldespáticos yotras metamorfitas del Complejo Cajamarca.

Los mármoles dan una topografía caracterís-tica de colinas, con la cima redondeada y la-dos muy pendientes con poca vegetación, envarias de estas colinas se encuentran caver-nas de gran magnitud originadas por disolu-ción y otras por socavamiento de quebradas yríos, llegando a generar formas caprichosas,como en los ríos Claro y Alicante.

Los cuerpos de mármol están constituidos porrocas granoblásticas, sacaroidales de granomedio a grueso y color gris oscuro, casi negro,


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a blanco.Según Feininger et al., (1972), tantoel tamaño del grano como el color están rela-cionados con el grado de metamorfismo, pa-sando de rocas finogranulares de color grisoscuro en el bajo grado, a rocasgruesogranulares blancas en el alto grado.

El mineral predominante es calcita (80-95%),con cantidades menores de cuarzo, feldespatoy micas y al aumentar el grado de metamor-fismo, zoisita-clinozoisita, tremolita, diópsidoy wollastonita; el color es debido al contenidode grafito, tanto diseminado en polvo comoen escamas gruesas.

Es común encontrar en la región de Río Clarocapas de cuarcita de espesor variable, inter-caladas rítmicamente con el mármol y aún sepuede observar transición a cuarcitascalcáreas por aumento en el contenido decuarzo, a expensas de la disminución en el decalcita.

Mármoles dolomíticos se encuentran enAmalfi, entre Jordán y el Río Nare y en la re-gión de Río Claro. Efectos de metamorfismotérmico producen lentes de skarn, a partir debancos delgados de mármol en neisesfeldespáticos y alumínicos o en cuarcitas y granparte de las rocas de los techos pendientes so-bre el Batolito Antioqueño, localizados al oc-cidente de Maceo, son una mezcla de neisesde silicatos de calcio, cuarcitas con silicatosde calcio, mármoles y skarn.

Las fajas mayores de mármol están en con-tacto estratigráfico con cuarcitas y cada fajacoincide con el eje de una zona de bajo gradode metamorfismo regional. Los mármoles seformaron a partir de calizas puras, por meta-morfismo regional de baja presión, en condi-ciones de temperatura de facies esquisto ver-de a las cuales se superponen efectos de másalto grado, producidos por la intrusión del

Batolito Antioqueño. Los cuerpos de Amalfiy El Cairo asociados a esquistos fueron pro-bablemente biohermas (HALL et al., 1970) ypueden indicar zonas menos profundas, lo-calmente en una fosa profunda.


El Complejo Cajamarca en el área delDepartamento de Antioquia contiene tresseries de metamorfismo regional progresivo,cada una caracterizada por una sucesión dediferentes facies y zonas minerales. La seriede más bajo grado de metamorfismo estálocalizada en el flanco occidental de laCordillera Central y está limitada al oestepor la Falla San Jerónimo. La segunda seriecomprende la mayor parte de las rocasmetamóficas dentro de la facies esquistoverde y anfibolita. La tercera comprende lasrocas de un grado relativamente más alto aloeste de la Falla Otú y son básicamenteneises feldespáticos y alumínicos. A pesarde las diferencias mineralógicas y los grados,los tipos litológicos en las tres series sonsimilares y los contactos son transicionales;están afectados localmente por efectostérmicos producidos por intrusiones y porefectos dinámicos a lo largo de diferentestipos de falla.

El término serie se refiere a una sucesión dezonas metamórficas, que en parte equivalen alas subfacies de Turner (1981) y correspondea una sucesión particular de paragénesis me-tamórficas. En la cartografía se utilizaronzonas limitadas por características texturalese isógradas minerales (Tabla 8) y por lo tantoes posible establecer una correlación entre fa-cies y zonas, ya que estas últimas están defini-das por paragénesis y no por un mineral enparticular.


60 INGEOMINAS

TABLA 8. DISTRIBUCIÓN DE UNIDADES LITOLÓGICAS DEL COMPLEJO CAJAMARCA DEN-TRO DE LAS FACIES Y ZONAS DE METAMORFISMO REGIONAL.

FACIES METAMÓRFICAS ESQUISTO VERDE ANFIBOLITA

ZONA METAMÓRFICA MUY BAJA BAJA ALTA BAJA ALTA

Litología

Esquistos Cuarzo-Sericíticos

Esquistos Actinolíticos

Esquistos Calcáreos

Anfibolitas

Mármoles

Cuarcitas

Metamorfitas bajo grado

Esquistos Intercalados

Neises Feldespático-Alumínicos

: Isógrada. Límite entre zona muy baja y baja en esquistos verdes; corresponde a un cambio textural.

Las unidades litológicas en que se han sepa-rado las metamorfitas no están distribuidasuniformemente en las distintas zonas meta-mórficas (Tabla 9); sin embargo, algunas comolas anfibolitas, consideradas como del Com-plejo Cajamarca, sólo existen dentro de unrango restringido ya que los minerales que laconstituyen sólo son estables en este rango.

Las paragénesis encontradas indican que lasfacies determinadas pertenecen a las «seriede facies» de baja presión (MIYASHIRO, 1973,1994), tipo Abukuma, caracterizada por lapresencia de cordierita, andalucita y biotitaque se asocian a mica blanca en la parte dealta temperatura de la facies esquisto verde ypor la escasez de granate y en los casos enque se presenta es alto en espesartina.

En la zona oriental se observa (FEININGERet al., 1972) una transición brusca de una

zona de metamorfismo a otra y de una faciesa otra, lo cual indica un gradiente de tempe-ratura alto durante el metamorfismo.

Los cambios progresivos de los minerales diag-nóstico a tráves de las diferentes zonas en lasdos facies definidas para este complejo, se in-dican en la Tabla 8.

Los límites entre zonas y de una facies a otraestán marcados aproximadamente, debido aque los cambios se definen con base enisógradas y no a isorreacciones y por lo tantopueden ser gradacionales. La isógrada entrelas zonas de muy baja y baja temperatura, enla facies esquisto verde, está marcada más porun cambio textural que por la composiciónmineralógica, ya que en la de más baja tem-peratura se conserva la textura del protolito.El cambio de baja a alta temperatura en estamisma facies, se ha definido por la aparición


INGEOMINAS 61

de biotita en pelitas y desaparición de cloritaen rocas básicas. Las asociaciones mineralesmetamórficas diagnósticas, para los diferen-tes unidades litológicas consideradas se mues-tra en la Tabla 10.

Algunas de las unidades litológicas presentanevidencias estructurales y texturales de haberestado sometidas a más de un evento meta-mórfico, con desarrollo en muchos casos deparagénesis que no están en equilibrio entre síy que además transgreden la foliación desa-

rrollada en un evento anterior. Estos factores,conjuntamente con la amplia distribución enel tiempo de las edades isotópicas disponibles,permiten considerarar el Complejo Cajamarcacomo un complejo polimetamórfico resulta-do de eventos dinamotérmicos regionales quese superponen en el tiempo. Sin embargo, conel detalle de la cartografía y conocimiento dis-ponibles, es imposible separar un evento delanterior en las diferentes unidades conside-radas.

ROCAS PELITICAS

ROCAS BÁSICAS

Andalucita

Biotita

Cordierita

Clorita

Estaurolita

Granate

Moscovita

Plagioclasa An<17

An>17

Sericita

Sillimanita (Fibroso)

(Prismática)

Actinolita

Clorita

Diópsido

Epidota

Hornblenda

Granate

Plagioclasa An<17

An>17

Zoisita-Clinozoisita

F. ESQUISTO VERDE

ZMB ZB ZA Z BAJA Z ALTA

F. ANFIBOLITA

TABLA 9. CAMBIOS MINERALÓGICOS A TRAVÉS DE LAS FACIES Y ZONAS DE METAMORFIS-MO REGIONAL EN EL COMPLEJO CAJAMARCA


62 INGEOMINAS

Las unidades metamórficas están intruidaspor los batolitos de Segovia, Sonsón yAntioqueño, y por cuerpos plutónicos meno-res con evidencias de efectos locales, de meta-morfismo de contacto. Alrededor de losbatolitos Antioqueño y de Sonsón, donde sehan efectuado algunos estudios detallados(FEININGER et al., 1972; GONZÁLEZ, 1980),la aureola de contacto es angosta con forma-ción de cornubianitas que alcanzan condicio-nes de medio grado de metamorfismo y local-mente de alto grado en las facies de metamor-fismo de contacto (Tabla 11). Los movimien-tos que acompañaron la intrusión del magmagranítico produjeron alguna deformación con-temporánea con el metamorfismo térmico.

Las metamorfitas evidencian movimientosmúltiples y resurgentes a lo largo de las fallasprincipales, tanto a nivel de afloramientocomo en preparaciones petrográficas. Es co-mún observar brechamientos, cataclasis,granulación, milonitización y localmeanterecristalización y neomineralización. Por logeneral la textura en estas rocas es compleja,no homogénea, y muestra que el grado dedeformación, en especial en los porfiroclastos,no depende directamente de la distancia a latraza de la falla, sino de las característicasmecánicas de la roca original (GONZÁLEZ,1977, 1980). Sin embargo, es imposible deter-minar si estos cambios son el resultado de unevento de metamorfismo dinámico único, de

TABLA 10. PARAGÉNESIS METAMÓRFICAS MÁS COMUNES EN LAS DIFERENTES LITOLOGÍASDEL COMPLEJO CAJAMARCA.

FACIES DE METAMORFISMOUNIDAD LITOLÓGICA ESQUISTO VERDE ANFIBOLITA

BAJA ALTA

Q-Cl-MoscQ-Mosc-BiotQ-Mosc-AbQ-Biot-Ab

Cl-Ac-AbAc-Ep-AbCl-Ab-QAc-Ab-Ep-QAc-Ab-micablanca

Cl -Cc- Ep-AcCc-QCc-Q-Trem

Q-P-Biot-MoscQ-P-Biot-Mosc-And.Q-P-Biot-Sil1Q-P-Mosc-Biot-Gran.Q-And-Biot-Mosc-Est.Q-Biot-Est-Gran-Mosc

Hb-P-EpHb-P-ZoiHb-P-Ep-Di

Cc-DiCc-Fo

Q-P-Mosc-Biot-Sil2Q-P-BiotQ-P-Biot-Mosc-FkQ-P-Biot-Sil2Q-P-Biot-Mosc-Cor

Hb-P-DiHb-P-GranHb-P-Biot

Cc-Wo

Esquistos. Micáceos-Cuarcitas yNeises alumínico-feldespáticos

Esquistos. actinolíticos – Anfibolititas

Mármoles – Esquistos Calcáreos

AbreviaturasAb: Albita Di: Diópsido Sil1: Sillimanita fibrosaAc: Actinolita Ep: Epidota P: PlagioclasaAnd: Andalucita Est: Estaurolita Mosc: MoscovitaBiot: Biotita Fk: Feldespato K Sil2: Sillimanita PrismáticaCc: Calcita Fo: Forsterita Wo: WollastonitaCor: Cordierita Gran: Granate Zoi: Zoisita - ClinozoisitaCl: Clorita Hb: Hornblenda Q : Cuarzo


INGEOMINAS 63

varios episodios, pero es claro que los movi-mientos principales fueron posteriores al even-to de metamorfismo regional principal.

Gran parte de las rocas metamórficas de me-dio a alto grado han sufrido diaftoresis par-cial, originando nuevas paragénesis establesen condiciones de bajo grado de metamorfis-mo. Varios de estos cambios indicanhidratación y son resultado de una disminu-ción en la temperatura o un aumento en lapresión de H2O, durante los eventosorogénicos y procesos de erosión posteriores.

Los cambios principales durante este procesoson sericitización de alumino-silicatos y

feldespatos, cloritización de biotita y anfíboles,uralitización de hornblenda y pinitización decordierita. Estos efectos son más notorios cercaa las fallas principales, pues el fracturamientoque éstas producen ha facilitado el movimien-to de fluidos postmetamórficos, que producenparagénesis minerales estables a baja tempe-ratura, por desdoblamiento de las reaccionesque originaron los minerales metamórficos demás alta temperatura.

3.2.2.8. Edad.

La edad de las rocas y la del metamorfismodel Complejo Cajamarca, así como la de las

TABLA 11. ZONACIÓN MINERAL Y FACIES DE METAMORFISMO DE CONTACTO ENMETAPELITAS Y METABASITAS EN LA AUREOLA DE CONTACTO DEL BATOLITO

ANTIOQUEÑO.

METAPELITAS

METABASITAS

Andalucita

Biotita

Cordierita

Clorita

oscovita

Plagioclasa An<17

An>17

Sillimanita

Actinolita

Clorita

Diópsido

Epidota

Granate

Hornblenda

Plagioclasa An>17

An<17

Tremolita

Cuarzo

M

F. ALBITA - EPIDOTA F. HB CORNB F. PIROXENO CONR

ZONA EXTERNA

EXTERNA MEDIA INTERNA

ZONA MEDIA ZONA INTERNA


64 INGEOMINAS

otras unidades metamórficas de la Cordi-llera Central, ha sido ampliamente discuti-da (TOUSSAINT ,1993; MAYA yGONZÁLEZ, 1995) y su determinación esun factor fundamental para fijar su posiciónestructural y evolución, como parte de la ca-dena de Los Andes en general y con respec-to a la trifurcación Andina en particular, te-niendo en cuenta que muchas de las inter-pretaciones y asignación de edad efectua-dos hasta el momento, se basan en concep-tos de autoctonía y unidad geográfica-geológica para toda la Cordillera Central.Sin embargo, la aparición del concepto de te-rrenos ha permitido considerar la cordilleraactual, como el resultado de la acreción-amalgamación de varios bloques con historiaestratigráfica y evolutiva diferentes, hasta épo-cas relativamente recientes.

Las evidencias de campo y la presencia de unmetamorfismo de contacto, indican que losstocks de Amagá y El Buey son posterioresal metamorfismo regional. Datacionesradiométricas (K/Ar) realizadas en minera-les de estos cuerpos han dado edadesisotópicas entre 221 ± 7 y 232 ± 12 m.a.,isocrona (Rb/Sr): en el de Amagá una edadde 307 ± 20 m.a. (MAYA, 1992); las primerasindicarían la edad mínima de emplazamien-to de estos cuerpos y la segunda la genera-ción del cuerpo de Amagá (RESTREPO et al.,1991). Edades similares (K/Ar) que varíanentre 350 y 200 m.a. se han obtenido paraintrusivos sinorogénicos y postmetamórficosen la Cordillera Central (RESTREPO et al,1989, 1991; MAYA, 1992).

El Neis de Samaná, con un protolito de ori-gen ígneo (FEININGER et al., 1972) contienexenolitos de rocas esquistosas foliadas(COSSIO y VIANA, 1986) y ha sido datadopor isocrona Rb/Sr entre 350 y 390 m.a.(RESTREPO et al., 1989, 1991). Estas rocas

esquistosas se consideran como parte del Com-plejo Cajamarca en el flanco oriental de laCordillera Central.

Las evidencias estratigráficas indican, a ni-vel de departamento, que el metamorfismoregional es pre-Cretácico ya que lassedimentitas del Cretácico Inferior(Abejorral, San Luis, La Soledad), no pre-sentan evidencias de metamorfismo regio-nal. El Complejo Quebradagrande delCretácico Inferior, localizado al occidente delas metamorfitas y separado de éstas por elSistema de Fallas Romeral, tampoco presentaevidencias de metamorfismo regional, pero porsus características oceánicas y edad podría con-siderarse como alóctono con respecto alCajamarca. Al sur del departamento, en laregión de Valle Alto (Caldas) González, (1980)reporta sedimentitas no metamorfoseadas delJurásico Medio, que suprayacen inconforme-mente a esquistos cuarzo sericíticos delCajamarca y en el flanco oriental del Valle Su-perior del Magdalena, el conglomerado basalde la Formación Luisa del Triásico contieneclastos de metamorfitas (CEDIEL et al., 1981).

Las edades radiométricas disponibles de lasseries metamórficas del Complejo Cajamarcavarían entre 345 y 55 m.a. (MAYA, 1992) y sepueden agrupar en tres grupos, 55-75 m.a;105-130 m.a y 240-345 m.a.; de acuerdo conlas relaciones de campo y métodos analíticosempleados, se considera que las más antiguasrepresentan edades mínimas para el eventometamórfico del Paleozoico tardío, pre-Carbonífero, que correspondería a la OrogeniaAcadiana (TOUSSAINT, 1993). Las edadesmás jóvenes representan episodios posterio-res de metamorfismo regional, tectono-dinamotérmico. Sin embargo, no se puededescartar la posibilidad de un evento meta-mórfico regional más antiguo, probablemen-te del Cambrico (?).


INGEOMINAS 65

3.2.3. Anfibolitas (Pza)

La posición geográfica, tectónica y las varia-ciones mineralógicas de los diferentes cuerposde anfibolita que han sido cartografiados y de-limitados en el departamento, parece indicarmás de una edad, orígen y evento metamórfi-co para éstas; la carencia de estudiosgeoquímicos detallados y de un muestreogeocronológico sistemático, no permite haceruna separación y por lo tanto aparecen indi-cados como una sola unidad homogénea.

La nomenclatura estratigráfica hasta ahoraempleada para las metamorfitas de la Cordi-llera Central, indica que los cuerpos de anfi-bolita están relacionados o hacen parte delGrupo Ayurá-Montebello (BOTERO, 1963), delas rocas metamórficas de la Cordillera Cen-tral (FEININGER et al., 1972) y en menor por-centaje del Grupo Cajamarca (NELSON,1962; GONZALEZ, 1980). Los principalescuerpos, a nivel del Departamento deAntioquia, están localizados en:

- Alrededores de Medellín: Corresponde tan-to a las anfibolitas relacionadas con laDunita de Medellín, como a las del GrupoAyurá-Montebello; en estos cuerpos es don-de parece existir mas diferencias en edad yorigen (RESTREPO, 1986; ECHEVERRIA,1973; BOTERO, 1963).

- Anfibolitas entre La Ceja y La Unión; cuer-po de forma irregular con 80 km² de exten-sión (GONZÁLEZ, 1980).

- Cuerpo irregular al oeste de San Francisco(FEININGER et al., 1972).

- Cuerpos entre las fallas Palestina y Jetudoal este de San Luis.

- Cuerpo entre las fallas Palestina y Mulato,

al sureste del departamento (FEININGER etal., 1972).

- Cuerpos asociados a intrusivos néisicossintetócnicos, como los de Río Verde yAbejorral (GONZÁLEZ, 1980)

- Techos pendientes en el Batolito Antioqueño(BOTERO, 1963)

- Anfibolitas al occidente del Sistema de Fa-llas Romeral.

- Cuerpos menores, diques y silos asociadosesporádicamente, en los distintos tipos derocas metamórficas, excepto en esquistoscuarzo-sericíticos y metamorfitas de muybajo grado (FEININGER et al., 1972)

La estructura en las anfibolitas varía de maci-za a néisica y ligeramente esquistosa,bandeada por segregación metamórfica, decolor negro a verde oscuro, moteada de blan-co por la presencia de plagioclasa. Es una rocaresistente a la meteorización y forma salientestopográficas notorias.

La textura varía de granoblástica, gruesa, afina y a veces nematoblástica. La composiciónpredominante es hornblenda-plagioclasa, concantidades menores de accesorios y diópsido (Ta-bla 12). Generalmente la hornblenda aparecefresca, la plagioclasa está parcial a totalmentesaussuritizada y su composición presenta unamplio rango de variación.

Efectos térmicos por la intrusión de los cuer-pos batolíticos pueden modificar la textura yla mineralogía de estas rocas, con mineralesde más alto grado como diópsido segregadode las bandas hornbléndicas; xenolitos en lasrocas intrusivas han sido transformados encornubianitas con diópsido e hipersteno yabundante plagioclasa cálcica.


66 INGEOMINAS

La paragénesis hornblenda - plagioclasa(An>17) ± diópsido que caracteriza estas ro-cas es típica de la facies anfibolita, pero no esposible determinar las condiciones de presiónya que carecen de minerales diagnóstico depresión, con excepción de la de Caldas dondeel granate presente es de tipo almandino(RESTREPO, 1986), lo cual indicaría mediapresión.

En el resto del área se consideran de baja pre-sión (FEININGER et al., 1972; GONZÁLEZ,1980), por relación espacial con otrasmetamorfitas en la series de facies tipoAbukuma. Lo anterior implica que puedenexistir diferentes eventos metamórficos paralas anfibolitas. Las anfibolitas pueden tenermás de un origen. Parte de las anfibolitas lo-calizadas alrededor de Medellín pueden ha-berse derivado del metamorfismo de cortezaoceánica basáltica y sobre la cual luego se de-

positaron sedimentitas que originaron lasotras rocas metamórficas (ECHEVERRIA,1973); las anfibolitas en silos y diques repre-sentan un magma gabroide intruido en unasecuencia sedimentaria, la cual posteriormen-te fue afectada por metamorfismo regional.


Los diferentes cuerpos de anfibolita conside-rados pertenecen a la facies de anfibolita, encondiciones de medio grado de metamorfis-mo, tal como lo indica el tipo de plagioclasaintermedia a cálcica, con hornblenda y oca-sionalmente de diópsido y cummingtonita(RESTREPO, 1986). Las paragénesis anterio-res, en presencia de esfena progradada, sonmás comunes en la parte alta de esta facies(MIYASHIRO, 1994). Efectos retrógrados sonevidentes en la mayoría de los cuerpos con

MINERALES (1) (2) (3) (4) (5) (6) (7) (8) (930,062,2 1,5 1,0 1,0 2,9 0,2 1,1

45,349,9 3,6 0,5

--

0,2 0,5

-Tr

6 - 4030 - 65

17 1-

TR - 15Tr

TR - 5TR - 35

TR

50 - 7525 - 500,5 - 15

0 - 1TR

0 - 10 - 40 - 1

-0 - 1

Otros: Circón- Apatito - Calcita - Granate TR : Trazas.1. La Ceja - La Unión (GONZÁLEZ, 1980)2. Rio Verde (GONZÁLEZ, 1980)3. Caldas, valores extremos en 17 muestras (RESTREPO, 1986)4. Anfibolita Medellín, valores extremos 12 muestras (RESTREPO, 1986)5. Flanco oriental Cordillera Central, promedio 4 muestras (FEININGER et al., 1972)6. Las Palmas.7. Canteras Colombia.8. Boquerón - Cerro Picacho.9. Zona Central de Antioquia, rango de valores (BOTERO, 1963)

10 - 4040 - 75

131320 5 2 5

5137

0 - 5 0 - 5 1 - 2TR - 1TR - 1

3955 1TRTR 1

0,51 - 50 - 21 - 2

2566 5TR-

0,50,31,5-

1,5

4155TR1,0-1

TR1,0-

1,5

TABLA 12. ANÁLISIS MODALES DE ALGUNAS ANFIBOLITAS EN ANTIOQUIA.

PlagioclasaHornblendaCuarzoBiotitaDiopsidoEpidotaEsfenaOpacosGranateOtros


INGEOMINAS 67

saussuritización de la plagioclasa y formaciónde anfíbol fibroso, en bordes de hornblenda.

La presencia de esquistos de actinolita ± cloritaasociados a las anfibolitas de Medellín aun-que indicativa de la facies de esquisto verde,no es una paragénesis diagnóstica, ya queésta podría haberse originado en protolitos re-lativamente altos en magnesio y en este casopodría alcanzar la facies de anfibolita.

Echeverría (1973), Feininger et al., (1972),González (1980), entre otros consideran quelas metamorfitas asociadas regionalmente a lasanfibolitas son de tipo Abukuma, pero en elcaso de las anfibolitas no son claros los crite-rios utilizados. Las anfibolitas normales(plagioclasa-hornblenda) o la diopsídica, pue-den ocurrir tanto en las series de facies de bajapresión, como en las de media-alta presión,barroviano. La cummingtonita es más comúnen las secuencias de baja presión(MIYASHIRO, 1994), sin ser exclusiva de ellas.

Las anfibolitas granatíferas como las de Cal-das y La Fe, en caso de ser este granate de tipoalmandínico, indicaría al menos condicionesde media presión (MIYASHIRO, 1973, 1994).Sin embargo, la ausencia o presencia de gra-nate no podría tomarse como evidencia de undeterminado tipo bárico, ya que además de lapresión según Miyashiro (1973) para su for-mación se requiere una composición químicaapropiada y condiciones reductoras.

Es claro en todo caso, que de acuerdo con lacomposición, características tectónicas y edadesobtenidas (MAYA, 1992) existen varios tipos deanfibolita, de los cuales las asociadas al Com-plejo Cajamarca indicarían condiciones en lasseries de facies de baja presión, tipo Abukuma,mientras que las localizadas alrededor deMedellín, al menos en parte, podrían indicar con-diciones de media presión, tipo barroviano.

3.2.3.2. Origen y Edad.

Las anfibolitas asociadas a los intrusivosnéisicos sintectónicos pudieron haberse ori-ginado, en gran parte, por efectos térmicossobre esquistos verdes cuyo origen está re-lacionado con eventos volcánicos. Los len-tes y capas de anfibolitas de pequeño espe-sor y extensión asociados a neisesfeldespáticos y alumínicos, pudieron haber-se formado durante el metamorfismo regio-nal, por efectos metasomáticos en el contactoentre sedimentos pelíticos y bancos calcáreos(ORVILLE, 1969) y entonces elbandeamiento sería producto de diferencia-ción a pequeña escala. Las relaciones decampo también indican más de una edadpara las anfibolitas, factor que ha sido com-probado por la amplia variación en las eda-des isotópicas obtenidas para estos cuerpos(Tabla 13), en especial para los localizadosen los alrededores de Medellín, ya que delos otros cuerpos se carece de edades.

3.2.4. Intrusivos Néisicos Sintectónicos (Pzin).

Feininger et al., (1972) introdujo en la litera-tura geológica de la Cordillera Central el tér-mino de «Neises Intrusivos», para referirse arocas de composición granitoide y estructuranéisica, que intruyen a las rocas metamórfi-cas del flanco este de la Cordillera Central.Posteriormente este nombre se ha extendidotanto al sur como al occidente del área consi-derada (GONZÁLEZ, 1980; RESTREPO, 1986;RESTREPO et al., 1989, 1991; TOUSSAINT,1993). Sin embargo, teniendo en cuenta lascaracterísticas de los procesos metamórficosy la relación intrusiva con las rocas encajantes,se prefiere el nombre general de ortoneis, com-pletado con la localidad geográfica que lo ca-racteriza.


68 INGEOMINAS

en los neises de Samaná (COSSIO y VIANA,1986) y Abejorral, (GONZALEZ,1980).

Las texturas protoclásticas que se observan enalgunos de estos cuerpos fueron adquiridasprobablemente durante la intrusión, cuandoel magma estaba parcialmente cristalizado ypodía comportarse plásticamente; por lo tan-to, pueden considerarse como intrusivossintectónicos, con las estructuras de lasmetamorfitas, aunque localmente sondiscordantes y muestran digitaciones y zonasmigmatíticas de espesor variable. Algunos delos cuerpos localizados en la margen occiden-tal de la Cordillera Central, están limitadostectónicamente.

La texturas predominantes son heredadas delprotolito ígneo y varían de idioblásticas ahipidioblásticas, granulares, con efectos diná-micos de intensidad variable, marcados por

CUERPO MATERIAL MÉTODO EDAD (m.a) REFERENCIAANALIZADO

TABLA 13. EDADES ISOTÓPICAS EN ANFIBOLITAS, DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA

CaldasCaldasCaldasCaldasCaldasCaldasCaldasSucreSucreSucreMedellínMedellínMedellínMedellínMedellínMedellín

Hb

AnfíbolRoca TotalAnfíbolRoca TotalHornblenda

HornblendaAnfíbolAnfíbolAnfíbolAnfíbolAnfíbolAnfíbolAnfíbolAnfíbol

K-Ar

K-ArK-ArK-ArK-ArK-ArRb-SrK-ArK-ArK-ArK-ArK-ArK-ArK-ArK-ArK-Ar

319 ± 48

264 ± 27254 ± 9

324 ± 16306 ± 15

1.670 ± 500381

482 ± 50220 ± 26284 ± 3062 ± 20

102 ± 3160 ± 1890 ± 1097 ± 15105 ± 5

(1)

(1)(1)(1)(1)(2)

(1)(3)(1)(1)(1)(1)(1)(1)(1)

REFERENCIAS: (1) RESTREPO et al., 1991 (2) RESTREPO J.J. ,TOUSSAINT, J.F., 1978(3) TOUSSAINT et al.,1978

Aparecen en el mapa de Antioquia distintoscuerpos de acuerdo con la ubicación geográ-fica, pero aunque pueden existir algunas va-riaciones composicionales, mineralógicas o deedad de uno a otro, se describen en conjuntoya que todos presentan características más co-munes que diferencias y por lo tanto al hablarde la edad de estos cuerpos, se enfatiza en lasdiferencias geocronológicas que se tienen.

Aunque en algunos cuerpos se ha perdido latextura original en la mayoría, las evidenciasa nivel de afloramiento, de un origen ígneo,son notables; son intrusivos en las rocas meta-mórficas, produciendo efectos de contacto,con formación de paragénesis metamórficas,que están en equilibrio con las formadas pormetamorfismo regional y con xenolitos trans-formados en cornubianitas, pero en los cua-les, en especial en los esquistos sericíticos, esposible observar plegamientos, como sucede


INGEOMINAS 69

fracturamiento y variación en propiedades óp-ticas de los constituyentes. La composiciónmineralógica (Tabla 14) corresponde agranitoides, variando de granitos a tonalitas,con predominio de granodioritas y adamelitas.

Los minerales esenciales cuarzo, feldespato po-tásico y plagioclasa en distintas proporciones,están acompañados de biotita y/o moscovita,minerales que define la estructura néisica, aun-que en algunos cuerpos predominan estruc-turas augen donde la dimensión mayor de és-tos define la foliación metamórfica. La com-posición granítica con abundancia de cuarzoy feldespato potásico y la naturaleza de loscontactos, indican que estos cuerpos se origi-

naron por metamorfismo dinamotérmico decuerpos graníticos sintectónicos, emplazadosen la parte superior de la secuencia deesquistos cuarzo-sericíticos y esquistosanfibólicos del Complejo Cajamarca.

Las condiciones de metamorfismo son difí-ciles de determinar, debido la ausencia deminerales índices de metamorfismo, ya quelos minerales escenciales son heredados delprotolito y la presencia ocasional de grana-te, sillimanita y andalucita parece estar másbien controlada por efectos de contamina-ción y asimilación de la roca encajante quepor las condiciones del metamorfismo queafecta la roca.

TABLA 14. COMPOSICIÓN PROMEDIA DE ALGUNOS CUERPOS INTRUSIVOS NÉISICOS SINTECTÓNICOS EN EL DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA.

CUERPO (1) (2) (3) (4) (5) (6) (7) (8)

MINERALES

Cuarzo 20 20-30 23-28 20-30 30-35 24 31 25

Plagioclasa 35 40 41-46 40-35 40-20 50 35 46

Feldespasto K 0-18 20-25 15-17 20-30 2-30 - 14 18

Biotita 15-20 1-10 5-10 5-25 19 14 8

Moscovita 6-11 10 1-3 0-5 2-10 3,5 3 1

Granate 0-3 - - - 0-1,0 - - -

Opacos 1-2 0,5 0,5 0,5-1,0 0,5-1,0 0,9 1,0 0,5

Sillimanita 0-2 - - - - - - -

OTROS 0-1 0,2 0,5-1 1-2 1-2 4,5 2,0 1,5

(1) Abejorral (GONZÁLEZ, 1980)(2) Alto de Minas - La Miel (GONZÁLEZ, 1980; SEPÚLVEDA y SALDARRIAGA,1980)(3) Río Verde (GONZÁLEZ, 1980)(4) Samaná (COSSIO y VIANA, 1986)(5) Flanco E Cordillera Central (FEININGER et al., 1972)(6) Pantanillo (GONZÁLEZ,1980)(7) Río Anorí (GONZÁLEZ, 1992)(8) Liberia (GONZÁLEZ, 1992)


70 INGEOMINAS

TABLA 15. EDADES RADIOMÉTRICAS EN ORTONEISES (INTRUSIVOS NÉISICOS SINTECTÓNICOS)DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA

CUERPO MATERIAL MÉTODO EDAD (M.A.) REFERENCIA R IANALIZADO

Abejorral Biotita K-Ar 207 ± 5 (1)

Samaná - Rb-Sr 346 ± 26 (B)(2) 0,7054

Samaná - Rb-Sr 406 -190 (A)(2) 0,705

Samaná - Rb-Sr 276-89 (A)(2) 0,710

Palmas - Rb-Sr 1531-330 (A) (2) 0,705

La Miel Moscovita K-Ar 331 ± 28 (B)(2)

La Miel - Rb-Sr 391 ± 2 (B) (2)

La Miel - Rb-Sr 88 ± 12 (B) (2) 0,7157

La Miel - Rb-Sr 901-353 (A) (2) 0,705

La Miel - Rb-Sr 661-329 (A)(2) 0,710

Pescadero - Rb-Sr 253 ± 10 (B) (2) 0,7086

Pescadero Moscovita K-Ar 97 ± 5 (2)

Palmitas Biotita K-Ar 96 ±5 (2)

Palmitas Rb-Sr 1146-420 (A) (2) 0,705

Palmitas Rb-Sr 774-215 (A) (2) 0,710

Palmas Rb-Sr 1268-167 (A) (2) 0,710

Pescadero Rb-Sr 689-238 (A)(2) 0,705

(A) Rango de edad convencional para la Relación Inicial (RI) indicada(B) Isocronas Rb/Sr para la RI (Relación Inicial) indicada(1) GONZÁLEZ, 1980(2) RESTREPO et al., 1991

3.2.4.1. Edad.

Aunque en trabajos anteriores estos neises se hanconsiderado como coetáneos (FEININGER et al.,1972; GONZÁLEZ, 1980), las edades isotópicasdisponibles varían entre 346 y 207 m.a (MAYA,1992) y pueden clasificarse en dos grupos: unocorrespondiente al evento acadiano alrededorde 350 m.a. y otro hercínico de 240 m.a. (Tabla15). El primer grupo correspondería a intrusivossintectónicos, relacionados probablemente conla Orogenia Acadiana del Devónico y el segun-do con la Orogenia Hercínica del Pérmico-Triásico.

El Neis de Samaná presenta la edad más an-tigua y contiene xenolitos de esquistosmicáceos replegados y cuarcitas, con eviden-cias claras de haber sufrido un metamorfismoregional anterior a la intrusión, lo cual permiteindirectamente considerar que al menos existióun evento regional anterior al Devónico, posi-blemente relacionado con la OrogeniaCaledoniana, del Paleozoico temprano.

El Ortoneis Granítico de La Miel es intrusivoen esquistos micáceos y en anfibolitasgranatíferas y presenta edades Rb-Sr-isocronade 391 ± 2 m.a. y 388 ± 12 m.a. (Tabla 15),


INGEOMINAS 71

que parecen corresponder a la edad de intru-sión, mientras que las edades K-Ar en biotitadel Neis y K-Ar/hornblenda de las anfibolitas(Tabla 13), corresponderían a la edad de en-friamiento por debajo de 300°C. La relacióninicial 87Sr/86Sr de 0.715, es alta e indicaríaun aporte importante de material cortical an-tiguo.

Otros ortoneises localizados cerca a Medellínpodrían haberse formado también durante elevento tectometamórfico acadiano. Se en-cuentran algunas edades en el rango Pérmico-Triásico para el Neis de Abejorral y para elIntrusivo Neísico de Norcasia - San Diego de209 ± 7 m.a. (VESGA y BARRERO, 1978) (Ta-bla 15). Estos cuerpos pueden haberse intruidodurante el evento hercínico, pero parece másprobable correlacionarlos con los neises deSamaná y La Miel, de edad acadiana. En estecaso el evento hercínico habría producido unrecalentamiento en estos cuerpos, datándoseel reajuste isotópico.

El Neis de Pescadero está encajado en una se-cuencia de esquistos micáceos y tiene unadatación de 253 ± 10 m.a. isocrona (Tabla 15)aunque algunos puntos quedan arriba de laisocrona (RESTREPO et al., 1991) y el cuerpopudo haber sufrido un metamorfismo regio-nal hercínico, aunque puede tener una histo-ria más compleja como parece indicarlo la pre-sencia de dos generaciones de moscovita; laúltima corresponde a la edad K-Ar cretácica(Tabla 15).

La Metatonalita de Puquí presenta varias da-taciones K/Ar en el rango 210 a 280 m.a.(MAYA, 1992) las cuales parecen reflejar unevento hercínico; la edad hercínica obtenidaen esta roca puede estar cerca a la del meta-morfismo, considerando que es una tonalitatarditectónica, siendo el neis más antiguo, pro-bablemente del Proterozoico y en el cual se

reflejarían los eventos hercínicos contempo-ráneos con la intrusión de la metatonalita.

3.3. MESOZOICO

La actividad ígnea en la Cordillera Centraliniciada en el Pérmico, durante la OrogeniaHercínica, se extendió hasta el Triásico conla intrusión de stocks adamelíticos en el flan-co occidental de la Cordillera Central y con-tinuó, de una manera más intensa duranteel Jurásico con la intrusión de los batolitosde Segovia y Sonsón, siguiendo hasta fina-les del Cretácico, con dos ciclos magmáticosbien definidos uno en el Cretácico tempra-no y otro en el Cretácico tardío, ciclos a loscuales corresponde el gran BatolitoAntioqueño emplazado en la parte centraldel departamento. Estos ciclos intrusivos semanifiestan tanto en el borde oriental comooccidental de la cordillera.

El registro de sedimentación marina en laCordillera Central se inicia en el CretácicoInferior, con las secuencias sedimentariasfosilíferas de Segovia, Amalfi, San Pablo yAbejorral; esta sedimentación estuvo inte-rrumpida o siguió a períodos de intenso vul-canismo básico, de fondo oceánico, como elindicado en el Complejo Quebradagrandehacia el flanco occidental de la cordillera enCampamento, o en Segovia, en el flancooriental.

En el flanco occidental de la Cordillera Cen-tral, aparece una faja alargadatectónicamente, de metamorfitas de mediapresión, denominadas Complejo Arquía, parael cual se acepta una edad, al menos de em-plazamiento, Cretácico Inferior. Estas rocasestán relacionadas generalmente con secuen-cias ofiolíticas, incompletas o desmembradasa lo largo del Sistema de Fallas Romeral.


72 INGEOMINAS

El plutonismo básico afecta tanto la parte axialcomo los flancos de la Cordillera Central, du-rante el Cretácico Inferior: son cuerpos de com-posición diorítica a gabroide como los deYarumal, Pueblito, Heliconia, que en algunoscasos se encuentran asociados a rocasultrabásicas serpentInizadas. La dataciónradiométrica de estas rocas, por su composi-ción, ha sido difícil de establecer, pero por evi-dencias paleontológicas y geocronológicas hansido consideradas del Jurásico Superior o delCretácico Inferior (RESTREPO et al., 1991).

El Grupo Cañas Gordas (ÁLVAREZ yGONZÁLEZ, 1978), con una unidad basal,Formación Barroso o Vulcanitas del Barroso,se constituye en la unidad litológica más anti-gua en la Cordillera Occidental, separadageológicamente de la Central por el Sistemade Fallas Romeral; representan un intenso vul-canismo oceánico básico, de finales delCretácico temprano al Cretácico tardío(ETAYO et al., 1983; ETAYO, 1989), sobre elcual se depositan sedimentos turbidíticos delCretácico Superior, Miembro Urrao, ybioquímicos del Cretácico Superior alPaleoceno, Miembro Nutibara. Cuerpos deultramafitas serpentinizadas y gabros asocia-dos a las rocas volcánicas, podrían represen-tar fragmentos de ofiolitas emplazadostectónicamente durante el Cretácico tardío.

Subparalelamente al contacto con el Batolitode Mandé, en el flanco occidental de la Cor-dillera Occidental, se extiende un cuerpo alar-gado de rocas volcanoclásticas con intercala-ciones de basaltos olivínicos, denominadoComplejo Santa Cecilia-La Equis. Aunque noexisten dataciones isotópicas ni se han encon-trado fósiles, se consideran del Cretácico Su-perior, por su relación con el Batolito de Man-dé, que lo intruye (ÁLVÁREZ y GONZÁLEZ,1978; CALLE y SALINAS, 1986).

3.3.1. Stock de Amagá (TRga)

Grosse (1926) describió con el nombre de «Gra-nito tipo Amagá», a una serie de pequeñosplutones situados en la vertiente occidental dela Cordillera Central; el principal, localizadoal este de la población de Amagá, por sulitología, contactos y extensión se denomina«Stock de Amagá». El cuerpo principal tiene11,7 km de longitud y una amplitud máximade 3 km; en conjunto cubre un área de 45 km²,considerando cinco cuerpos menores localiza-dos al norte del plutón principal, los cualespor sus características petrográficas y relacio-nes se consideran cogenéticos. La roca pre-dominante es maciza, granular a porfídica,grano medio a grueso, color moteado rosadoa gris claro, con biotita negra (índice de colormenor de 15). La textura es hipidiomórficagranular y la composición varía entre cuarzo-monzonita y granodiorita (Tabla 16).

El cuarzo es anhedral, intersticial, con abun-dantes inclusiones orientadas fluidalmente. Elfeldespato potásico es predominantementeortoclasa, con crecimiento pertítico, en espe-cial en la facies porfídica. La plagioclasa, decomposición An 20-32 es euhedral, por lo ge-neral bien maclada y zonada, con inclusionesabundantes de apatito y biotita; toma un co-lor gris pálido por alteración a sericita y arci-llas; la biotita forma nidos de láminasidiomórficas pardo rojizas con inclusiones decircón, con halo pleocróico fuerte.

Los accesorios son circón, apatito y magnetitay se encuentran tanto en cristales dispersos,entre los minerales esenciales, como en inclu-siones en plagioclasa y biotita.

El contacto de este plutón con metamorfitasde muy bajo grado es intrusivo, formando unadelgada aureola de contacto, en facies albita-epidota a hornblenda cornubianita. El con-


INGEOMINAS 73

tacto con el Complejo Quebradagrande es fa-llado y las sedimentitas de la FormaciónAmagá reposan en discordancia sobre la rocagranítica.

3.3.1.1. Edad.

Este cuerpo dispone de edades K/Ar y Rb-Sr;por el primer método se tienen edadesisotópicas de 221 ± 7 m.a (PEREZ, 1967) y 232± 12 m.a. (RESTREPO et al., 1991) y por

isocrona Rb-Sr un valor más antiguo de 309 ±20 m.a., con una relación inicial Sr87/Sr86 de0.70775 (RESTREPO et al., 1991). Según es-tos autores, la edad más antigua correspondea la intrusión del stock, mientras que las K-Arcorresponderían al levantamiento y erosión dela zona, como parte de la Cordillera Central.Sin embargo, algunas muestras de cuerposde aplita, relacionados espacial ygenéticamente con este cuerpo, se ubican pordebajo de la isocrona del granito, coincidien-do para una línea isocrónica de 188 ± 2 m.a.

21,9

28,4 4,430,612,3-1,60,10,50,1TRTR

28

30,2

10,9-46,2 8,4

4,0 0,1 0,2TRTRTR30

27,5

9,3 6,742,1 9,7

5,1 0,1 0,1 0,1 TR -

32

22,6

24,2-36,9 7,5 6,4 2,3 0,1TRTRTRTR

30

SiO2

TiO2

Al2O3

FeO(total)MnOMgOCaONa2OK2OP205

67,1

0,217,4 2,3 0,1 1,1 2,1 3,3 6,3 0,2

61,2

0,3116,4 4,4 0,1 2,8 7,3 2,8 2,6 0,1

60,6

0,1918,03 3,92 0,17 2,94 8,3 2,83 2,83 0,18

(1) Quebrada Maní-Granito Biotítico(2) Quebrada Sinifaná-Cuarzomonzonita(3) Quebrada Amagá-Granodiorita(4) Quebrada Peñas-Granodiorita(5) Carretera Caldas-Amagá km 6,3 Cuarzomonzonita

MINERALES (1) (2) (3) (4) (5)

26,447,0-17,98.0-0,60,1TRTRTR-8

OXIDOS (1) (2) (5)

CuarzoOrtoclasaMicroclinaPlagioclasaBiotitaHornblendaCloritaOpacosEsfenaApatitoCircónRutilo

An plagioclasa

TABLA 16. ANÁLISIS MODALES Y QUÍMICOS DEL STOCK DE AMAGÁ


74 INGEOMINAS

3.3.2. Stocks Adamelíticos (TRa)

Stocks adamelíticos, de granodiorita a cuar-zomonzonita, aparecen en el departamento;al este de la Falla Romeral (GONZÁLEZ,1980), cada cuerpo presenta una serie de ca-racterísticas petrográficas y estructurales co-munes y aunque no de todos se tienen edadesisotópicas, se han considerado genéticameanterelacionados y de la misma edad. Son de for-mas alargadas, con su dimensión mayor pa-ralela a la dirección general de la falla. Lascaracterísticas y cuerpos que constituyen esteconjunto son (GONZÁLEZ, 1980):

- Stock de la Honda (TRah). Este cuerpo re-cibe su nombre de la Quebrada La Honda,2 km al oeste de Montebello; tiene una ex-tensión de 40 km². Es intrusivo con contac-tos discordantes en metamorfitas del Com-plejo Cajamarca y con él están relaciona-dos numerosos diques pegmatíticos.

El cuerpo está constituido, principalmen-te, por granodiorita con algunas zonas decuarzomonzonita, alaskita y pegmatita. Laroca predominante es maciza,hipidiomórfica, de grano medio a gruesocolor gris claro, moteado de negro pormáficos; hacia los bordes muestra una fo-liación débil producida por efectos diná-micos y protoclásticos. Los mineralescaracterizantes son biotita y moscovita,predominando moscovita en la alaskita ybiotita en los otros tipos de roca.

Las rocas de este stock son intrusivas enmetamorfitas y presentan generalmentetechos pendientes, de dimensionescartografiables; también se encuentraninclusiones de los esquistos transforma-dos en cornubianitas, de biotita-granate.Localmente el contacto está definido poramplias zonas de brecha y la formación

de migmatitas de inyección confirmandoun origen magmático e intrusión a altatemperatura, en estado líquido.

- Stock El Buey (TRab). Este cuerpo tomasu nombre del Río Buey al sur de la pobla-ción de Montebello, tiene forma irregulary una extensión aproximada de 50 km².

El stock, en su parte sureste, fue emplaza-do como magma en esquistos cuarzo-sericíticos, desarrollando una aureola decontacto con sillimanita-andalucita; en eleste intruye al Neis de Abejorral, forman-do zonas irregulares de brecha. En la par-te sur está en contacto con los conglome-rados cuarzosos de la Formación Abejorral,los cuales reposan discordantemente sobrela granodiorita.

La roca predominante es de color gris mo-teado, fanerítica, de grano medio a fino,maciza a foliada hacia los bordes; la com-posición es granodiorítica, pobre enmáficos, con variación local a cuarzomon-zonita y tonalita, con biotita y moscovitacomo minerales caracteristicos.

- Stock Quebrada Laborina (TRql). Cuer-po de forma ovalada con una extensiónaproximada de 4 km²; recibe su nombre dela Quebrada Laborina, entre los municipiosde Abejorral y Santa Bárbara, donde se en-cuentran los mejores afloramientos.

Los contactos con las diferentes unidadesal este y oeste son fallados, mientras quepor relaciones de campo se observa que esanterior a las rocas diabásicas localizadasal norte.

La textura de la roca predominante esfanerítica, de grano grueso a medio, colorgris claro, ligeramente afectada por meta-


INGEOMINAS 75

morfismo dinámico. La composición escuarzomonzonítica, con biotita y moscovitacomo minerales caracteristicos.

3.3.2.1. Edad.

De los cuerpos adamelíticos del flanco occi-dental de la Cordillera Central se tiene unaedad isotópica K/Ar en biotita de 227 ± 10m.a. (GONZALEZ, 1980) para el Stock deEl Buey, similar a las obtenidas para el Stockde Amagá. Esta edad se acepta para losotros cuerpos relacionados en este flanco,teniendo en cuenta su similitud petrográficay relaciones estructurales, con la tectónicaregional del área.

Cuerpos pegmatíticos relacionados con elStock de la Honda, en la zona de Montebello,tienen una edad mínima de 180 ± 10 m.a. K/Ar en moscovita (MARTINEZ et al., 1978)que corresponde al Jurásico Medio. En estecuerpo es claro que la facies pegmatítica co-rresponde a la etapa final de cristalizacióncuando gran parte del stock estaba cristaliza-do y líquidos residuales pegmatíticos seintruyeron como diques, a lo largo de fractu-ras producidas por contracción, durante laetapa de enfriamiento.

3.3.3. Conjunto Volcánico de la Malena (Jvm)

Al oriente del Departamento de Antioquia, aleste de la Falla Otú Feininger et al. (1970)muestran algunos cuerpos de rocas volcáni-cas félsicas, con textura porfídica hastaafanítica. Están relacionados con el extremosur del Batolito de Segovia y al este aparecencubiertos por sedimentitas del Neógeno.

Pueden considerarse dos cuerpos: el occiden-tal de 17 km de longitud, en sentido norte-sur

y ancho irregular entre 2 y 7 km y un segun-do cuerpo hacia el este, separado del anteriorpor la diorita del Batolito de Segovia, con 12km de extensión en sentido noreste, por 2 kmde ancho.

Basado en la posición geográfica y tectónicade esta unidad y en la revisión de las mues-tras disponibles en INGEOMINAS, se hacorrelacionado con el «Conjunto Volcánicode Santa Rosa», descrito por Ballesteros(1983) en el flanco oriental de la Serraníade San Lucas, parte sur del Departamentode Bolívar.

La unidad está constituida por flujos volcáni-cos, riolíticos a riodacíticos, brechas volcáni-cas y tobas hacia la parte superior del con-junto; diques basálticos, lamprófidos, pórfidosandesíticos y traquíticos son abundantes lo-calmente. Parte de las explotaciones aurífe-ras de filón en el sur de Bolívar, están relacio-nadas con este conjunto volcánico.

Los flujos de lavas ácidas y brechas volcáni-cas están hacia la base del conjunto, se carac-terizan por su color rojizo y estructura fluidalriolítica a traquítica, con intercalaciones deniveles volcano-sedimentarios constituidospor clastos de tamaño grava, de rocas volcá-nicas en una metástasis riolítica de color ro-sado. Se origina por flujos de lavas líquidas ylas brechas producidas por removilización dederrames antiguos, durante los nuevos flujoslávicos.

Hacia la parte media y superior del conjuntopredominan tobas intermedias a ácidas conintercalaciones locales de flujos de lodo y bre-chas riolíticas y escorias en matriz fina de ce-nizas. En este caso el volcanismo es de tipoexplosivo, cuyos productos se depositan en unmedio subacuático. Las rocas básicas queintruyen a las unidades anteriores son de tex-


76 INGEOMINAS

tura porfídica, hipoabisales, de composiciónbasáltica a andesítica y lamprófidos.

La edad asignada del Jurásico Medio a Supe-rior, para este conjunto volcánico, ha sido in-ferida por relaciones estratigráficas al norte,en el Departamento de Bolívar, con la secuen-cia estratigráfica del Jurásico Inferior descritapor Geyer (1969,1979), en la CiénagaMorrocoyal. Además, la diorita del Batolitode Segovia y su prolongación al norte, cono-cida como Batolito de Norosí (BOGOTA yALUJA, 1981) considerado del Jurásico Su-perior (FEININGER et al., 1972), es intrusivaen la secuencia volcánica, marcando un pe-ríodo de magmatismo plutónico que sigue aun volcanismo ácido continental, efusivo y ex-plosivo, el cual termina con inyección de si-los y diques de composición básica.

3.3.4. Batolito de Segovia (Jdse)

Se designa con este nombre la unidadlitológica cartografiada por Feininger et al.,(1972) en la parte oriental del departamentoy denominada «Rocas ígneas localizadas prin-cipalmente al este de la Falla Otú», teniendoen cuenta su localización geográfica, exten-sión, características composicionales y estruc-turales (ALVAREZ, 1983). En la Serranía deSan Lucas su prolongación se conoce con elnombre de Batolito de Norosí (BOGOTA yALUJA, 1981).

Este batolito se encuentra en el flanco este dela Cordillera Central y se extiende al norte deldepartamento en la Serranía de San Lucas,Departamento de Bolívar (KASSEM yARANGO, 1977; BALLESTEROS, 1983). Esun cuerpo alargado en sentido norte-sur, quecoincide con el sentido tectónico regional; tie-ne una longitud de 270 km y un ancho, en suparte central, de 50 km, con una extensión

total en el departamento de 760 km², tenien-do en cuenta los cuerpos correlacionables.

El cuerpo principal está constituido pordioritas, con amplias variaciones texturales ycomposicionales, gradacionales, en especial adiorita cuarzosa y localmente a rocas más bá-sicas, en especial a gabros hornbléndicos. Lasdioritas varían de masivas a ligeramente la-minadas y a fuertemente néisicas en zonas defalla. Las rocas laminadas se caracterizan porbandas de 1 a 20 cm de espesor, con contac-tos difusos y diferentes proporciones de mi-nerales félsicos y máficos. Las rocas néisicas,localmente, están fuertemente cizalladas y latextura original ha sido destruida en granparte. Al este de la Falla Otú, en los ríos LaHonda y Alicante, se encuentran cristales deortoclasa rosada, rodeada por mosaicosfinogranulares de cuarzo y plagioclasa quedan una textura orbicular. Agregados demáficos finogranulares y pequeñas fallas, sonnotorias en afloramientos localizados cerca ala Falla Otú.

Algunos afloramientos al este de Puerto Narepresentan una diorita muy mezclada, quepasa gradacionalmente a hornblendita, gabrohornbléndico y roca verde. Entre las fallas dePalestina y Nus, la diorita está íntimamentemezclada con neises cuarzo-feldespáticos delProterozoico; lo mismo ocurre ente las fallasde Otú y Palestina. Cuando la proporción delos dos tipos de roca es similar, la separacióncartográfica puede ser arbitraria.

Los minerales esenciales son: plagioclasa (50-60%), de composición andesina media, a ve-ces débilmente zonada, bien maclada, con al-teración intensa a saussurita que le da un lus-tre mate a la roca; cuarzo (2-32%) anhedral,en agregados y por lo general con extinciónondulatoria; ortoclasa (0-20%) es intersticialo en cristales anhedrales, empolvados por


INGEOMINAS 77

argilización; hornblenda (5-30%) anhedral asubhedral, poiquilítica, con bordes uralíticos;biotita (0-10%) en gran parte cloritizada yflexionada; como accesorios se encuentranallanita, magnetita-ilmenita, apatito, pirita ycircón con halos pleocróicos, débiles enhornblenda y biotita.

El batolito intruye neises cuarzo-feldespáticosdel Proterozoico, aunque en la mayoría de loscasos, el contacto con esta unidad es tectónico,de dirección norte-sur a través de las fallas deEl Bagre y Palestina. Al noreste y este deSegovia, sedimentitas y rocas volcánicascretácicas reposan en discordancia erosiva so-bre el intrusivo. En el sector occidental, la FallaOtú separa el batolito de metamorfitaspaleozoicas.

3.3.4.1. Origen y edad.

La textura, composición y relación con lasrocas encajantes indican un origen magmáticopara este cuerpo (FEININGER et al., 1972) yla mezcla íntima de la diorita con las rocasencajantes, demuestra que el magma fueintruido en la catazona o parte inferior de lamesozona de Buddington (1959).

La diorita, en la región de Segovia-Remedios,es la roca encajante de los filonesde cuarzo auríferos que se explotan en el áreay que se extienden al área del sur de Bolívar,donde se obtiene la mayor producción de orode filón actualmente en Colombia. La edadde este cuerpo es de 160 ± 7 m.a. por K/Ar enhornblenda (FEININGER et al., 1972).

3.3.5. Stock La Tinta (Jdt)

Cuerpo descrito por González (1992) en laQuebrada La Tinta, afluente del Río Nechí,

de donde recibe su nombre; cubre un área de20 km². Excepto en su borde noreste, esintrusivo en metamorfitas paleozoicas, for-mando una delgada aureola de contacto conporfidoblastos de andalucita y zonas de bre-cha en contacto con neises en su extremo sura lo largo del Río Nechí.

La roca predominante es una diorita con am-plias variaciones texturales y composicionales,en especial a diorita cuarzosa y localmente arocas más básicas. La textura eshipidiomórfica, equigranular, de grano medio,localmente con cristales de ortoclasa rosadarodeada por mosaicos de grano fino de cuar-zo y plagioclasa, en textura orbicular. La com-posición promedia es: plagioclasa (50-60%)de composición intermedia, cuarzo (2-30%),ortoclasa (0-15%), hornblenda (5-30%), biotita(0-10%). Los minerales accesorios son: allanita,apatito, opacos y circón con halo pleocroicodébil en hornblenda o en biotita.

La textura, composición y relación con las ro-cas encajantes indican un origen magmáticopara este cuerpo, posiblemente intruido en laparte inferior de la mesozona de Buddington(1959).

No existe una edad radiométrica para estecuerpo, pero por su localización geográfica ytectónica y similitud litológica, se considerarelacionado genéticamente con el Batolito deSegovia, al cual se ha asignado al Jurásico(FEININGER et al., 1972; ALVAREZ, 1983).

3.3.6. Batolito de Sonsón (Jts)

Cuerpo que en el trabajo inicial de Botero(1942) aparece como parte del BatolitoAntioqueño y unido a este por un brazo del-gado. La cartografía geológica detallada rea-


78 INGEOMINAS

lizada posteriormente (FEININGER et al.,1972; GONZALEZ, 1980, 1993a) muestra quetanto litológicamente como en edad son cuer-pos diferentes y que el brazo corresponde alIntrusivo Néisico de Río Verde, con diferen-cias estructurales y texturales notorias conrespecto a ambos batolitos.

El batolito recibe su nombre de la poblaciónde Sonsón y cubre un área de 1.160 km² en laCordillera Central: de estos un 85% corres-ponden al Departamento de Antioquia y elresto al de Caldas, donde su extremo sur apa-rece cubierto por derrames lávicos y depósi-tos piroclásticos, de orígen reciente que impi-den determinar sus relaciones y posible pro-longación.

Presenta características combinadas de gran-des batolitos y de intrusiones graníticas me-nores tales como:

- Contorno rectangular con una dimensiónmayor de 67 km, paralela al eje tectónicode la Cordillera Central y un ancho máxi-mo de 30 km en su extremo norte,adelgazándose hacia el sur en forma decuña. La relación ancho largo varía entre1:3 y 1:4.

- Contactos discordantes, agudos sólo local-mente controlado por fallas. Se exceptúael extremo sur cubierto por depósitos vol-cánicos recientes.

- Poca variación en las estructuras regiona-les, atribuible a la intrusión.

- Estructura maciza en la mayor parte delcuerpo; sólo localmente y como facies deborde desarrolla estructuras de flujo.

- Contactos verticales, ya que no se observauna variación uniforme ni progresiva en

su pendiente. Estos contactos se encuen-tran entre 2.200 m.s.n.m. y 2.800 m.s.n.m.,con distribución irregular.

- Composición homogénea donde más del90% son tonalitas; dioritas y gabros se en-cuentran en el margen occidental, forman-do cuerpos satélites pequeños. Aplitas ycuarzodioritas félsicas forman menos del5% del cuerpo.

La roca predominante corresponde a tonalitade color moteado con índice de color entre 10y 25, maciza, hipidiomórfica, equigranular degrano medio. En la Tabla 17 se observan al-gunos análisis modales y químicos de mues-tras de este cuerpo.

La textura general es hipidiomórfica granular,localmente afectada por efectos dinámicos. Elcuarzo es anhedral equigranular, intersticialentre plagioclasa y es el mineral que muestrade una manera más clara los efectos dinámi-cos con fracturamiento y extinciónondulatoria. La plagioclasa (An25-55) eseuhedral a subhedral, bien maclada y por logeneral presenta zonamiento normal, con in-clusiones de hornblenda y biotita ocasional.Ortosa pertítica aparece como accesorio.Hornblenda aparece en cristales euhedrales asubhedrales, de color verde a veces con nú-cleos incoloros de clinopiroxeno. La biotitamuestra un desarrollo cristalino menos defi-nido que la hornblenda y se caracteriza porla presencia de inclusiones de circón con halopleocroico débil. Los máficos varían entre 10y 25% con predominio de biotita sobrehornblenda; hacia los bordes la roca es másbásica y predomina hornblenda.

Los accesorios más comunes son: circón,apatito, pirita, esfena y allanita; como produc-to de alteración predominan clorita a partirde biotita y sericita-caolín, según feldespatos.


INGEOMINAS 79

Pequeños cuerpos de gabro hornbléndico, degrano fino hasta pegmatíticos, se encuentranen el extremo noroeste del batolito, pero no seobserva su relación directa con la tonalita. Enconjunto representan menos del 2% de lasrocas del batolito.

En los bordes del batolito aparecen zonas dediorita finogranular que representan una fa-cies marginal de la roca normal por disminu-ción en el contenido de cuarzo, aumento en elde hornblenda, una plagioclasa más cálcica ydisminución en el tamaño de grano debido a

un enfriamiento más rápido. La facies másfélsica encontrada en este cuerpo está repre-sentada por aplitas y cuarzodioritas félsicascon biotita menor del 5%. Algunos de estoscuerpos siguen lineamientos definidos que nocorresponden a fallas y en conjunto cubrenun área de 60 km².

El Batolito de Sonsón presenta aureola de con-tacto con formación de porfiroblastos deandalucita, sillimanita y cordierita, enesquistos cuarzo-sericíticos y de hornblenda ydiópsido en esquistos actinolíticos y cloríticos,

(1) Promedio de 3 muestras (FEININGER et al., 1972)(2) Promedio 36 análisis (ÁLVAREZ, 1983)(3) Granodiorita - Quebrada La Quinta(4) Tonalita-Río Tasajo(5) Tonalita-Quebrada El Volcán(6) Promedio 36 muestras (GONZÁLEZ, 1980)(7) Granodiorita, promedio 3 muestras del Río Sonsón .

20,3

58,7

7,7

7,0

5,7

0,4

0,1

TR

-

40,46

18,1

56,8

2,6

11,2

8,0

0,4

0,3

0,1

2,3

32,44

18,9

57,3

8,6

7,2

7,2

0,2

TR

TR

0,6

34

TABLA 17. ANÁLISIS MODALES Y QUÍMICOS DEL BATOLITO DE SONSÓN

MINERALES (1) (2) (3) (4) (5) (6)

Cuarzo

Plagioclasa

Feldespato K

Biotita

Hornblenda

Opacos

Apatito

Circón

Otros

An-plagioclasa

18,8

54,0

2,0

13,9

7,4

0,1

0,1

TR

4,0

4,1

19,1

59,7

0,6

16,3

-

0,2

TR

TR

3,9

4,6

16,13

58,83

2,61

11,19

8,04

0,5

0,1

0,1

1,8

3,7

OXIDOS (3) (4) (5) (6)

SO2

TiO2

Al2O3

Fe2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

Na2O

K2O

P2O5

63,06

0,61

16,01

2,03

3,91

0,32

3,01

6,04

3,18

1,83

0,30

59,66

0,61

16,79

24,7

4,57

0,15

4,06

6,79

2,69

1,68

0,51

61,31

0,41

15,94

3,62

1,95

0,36

3,97

5,91

2,89

2,26

0,61

68,06

0,42

16,01

1,31

1,77

0,07

1,15

2,91

3,69

3,87

0,10


80 INGEOMINAS

con reconstitución textural (GONZÁLEZ et al.,1980a; GONZALEZ, 1980). Además son co-munes zonas de migmatitas de inyección, quedesaparecen al alejarse del contacto.

3.3.6.1. Origen y edad.

Este batolito así como otras masas graníticasde la Cordillera Central pudo haberse origi-nado por inyección magmática (FEININGERet al., 1972; GONZALEZ, 1980, 1993a) o porreemplazamiento in situ de rocas preexistentes(RADELLI, 1965). Sin embargo, las caracte-rísticas tanto de los contactos, como de algu-nos rasgos texturales y de composición, sonmás fácilmente explicables por la primera hi-pótesis.

La presencia de una aureola de contacto conparagénesis en desequilibrio térmico con lasrocas regionales, indica que el batolito se em-plazó como un magma a alta temperatura. Lapresencia de zonas migmatíticas en estos con-tactos, con un neosoma de composicióntonalítica y en muchos en continuidad conrocas del batolito, indica un proceso de inyec-ción magmática.

El predominio de contactos agudos yconcordantes implica un emplazamiento deun flujo magmático a poca profundidad. Losdiques de distribución irregular, de la faciesfélsica, podrían explicarse como fracturastensionales producidas durante el enfriamien-to y luego rellenadas por segregaciones másdiferenciadas del magma. Las relacionestexturales y composición mineralógica, conplagioclasas zonadas, núcleos declinopiroxeno en hornblenda, formación debiotita a partir de hornblenda y cuarzointersticial anhedral, reproducen el orden decristalización obtenido en laboratorios a par-tir de mezclas silicatadas fundidas.

Edades radiométricas de 160 ± 4 y 170 ± 3 m.a.(GONZÁLEZ, 1980) han sido obtenidas paraeste cuerpo, lo cual permite considerar que porlo menos parte del batolito es del Jurásico Me-dio, ya que existe además una edad de 69 ± 3m.a. (PÉREZ, 1967); aunque es claro que hayuna discrepancia en las edades obtenidas, seaceptan como probables las más antiguas yaque éstas explicarían la ausencia de un meta-morfismo de contacto sobre las sedimentitas dela Formación Abejorral del Cretáceo Inferior(GONZALEZ, 1980) y están más cerca a lasedades Rb/Sr reportadas por Faure (1978).

3.3.7. Diorita de Pueblito (Kidp)

Unidad litodémica de forma alargada, tabu-lar de 57 km con dirección N 10° W y 5 km deamplitud máxima en su extremo sur, alcanzadimensiones batolíticas. Recibe su nombre delcaserío de Pueblito, localizado al noroeste deAmagá y comprende la unidad denominada«Diorita Anfibolítica» por Grosse (1926).

Su forma tabular, en gran parte está contro-lada por fallas del Sistema Romeral, coinci-diendo su dirección predominante con la deeste sistema tectónico. El contacto occidentales fallado con la unidad de Esquistos deSabaletas. Hacia los bordes, asociados a ladiorita del cuerpo principal, se encuentrangabros anfibólicos, a veces con texturapegmatítica, que aunque localmente presen-tan al este contactos fallados, parecen corres-ponder a una facies de borde, formada pordiferenciación magmática. La roca predomi-nante es maciza, fanerítica de grano medio,color gris verdoso a verde oscuro, compuestapor plagioclasa y hornblenda, en proporcio-nes variables. Localmente, y en especial ha-cia el contacto con gabros, presenta una orien-tación muy marcada definida por el anfíbol,originada posiblemente por protoclasis. La


INGEOMINAS 81

textura es hipidiomórfica granular, ocasional-mente ofítica y alotriomórfica granular, condeformación dinámica de las facies minera-les; por lo general presenta saussuritizacióntotal e intensa uralitización. La plagioclasaoriginal está reemplazada por agregados desaussurita, mientras que los máficos prima-rios, piroxeno y hornbleda parda, están trans-formados parcialmente en anfíbol fibroso. Enla mayoría de las muestras parecen existir dosclinopiroxenos: diálaga incolora a verde páli-do, con pleocroismo débil y augita prismáticaincolora. Los accesorios más comunes soncuarzo, apatito, magnetita- ilmenita y biotita.

El cuarzo en el plutón principal es un accesorioescaso y en muchas muestras falta. Sin embar-go, en los apófisis que intruyen los Esquistos deSabaletas alcanza hasta un 10%, constituyendouna facies cuarzosa donde el resto de los com-ponentes son los mismos del cuerpo principal,con plagioclasa saussuritizada y piroxenostransformados en actinolita. El aumento en elcontenido de hornblenda hacia el norte deHeliconia hace difícil determinar una separacióncon el gabro y en zonas semeja una anfibolitapor el fuerte bandeamiento.

3.3.7.1. Origen-Edad.

A lo largo del flanco occidental de la Cordille-ra Central y en especial entre las fallas deSilvia-Pijao del Sistema de Fallas Romeral , seencuentran varios cuerpos de rocas básicas yultrabásicas consideradas como parte de uncomplejo ofiolítico denominado del Cauca(RESTREPO y TOUSSAINT, 1973). Ladatación de estas rocas ha sido difícil, aunquepor evidencias paleontológicas ygeocronológicas han sido consideradas por di-versos autores como del Jurásico Superior alCretácico Inferior. «La Diorita de Pueblito»está asociada espacial y posiblemente en su

génesis, a gabros bandeados y peridotitas(GROSSE, 1926; CALLE y GONZÁLEZ,1980a). A pesar del alto grado desaussuritización que dificulta la interpretaciónde los resultados obtenidos, se han efectuadoalgunas determinaciones radiométricas, quepermiten establecer un período de tiempo parasu emplazamiento. Restrepo et al., (1991) re-portan dos análisis K/Ar en plagioclasa, conresultados de 580 ± 130 m.a. y 102 ± 28 m.a.Según estos autores, el primer resultado esanómalamente viejo por exeso de argónradiogénico y bajo contenido de potasio. Elsegundo resultado es algo más joven que elobtenido en hornblenda de gabros bandeados,130 ± 12 m.a. (RESTREPO y TOUSSAINT,1976), aunque concordante teniendo en cuen-ta el error analítico. Otra edad de 166 ± 10m.a. (TOUSSAINT y RESTREPO, 1978) en ungabro pegmatítico relacionado con el cuerpode diorita, podría estar influenciado por exce-so de argón radiogénico.

3.3.8. Rocas Ultramáficas

Las rocas ultramáficas que aparecen en el de-partamento (Figura 10), de acuerdo con sudistribución geográfica y ambiente tectónicode localización, se han agrupado por carac-terísticas similares en los grupos siguientes,aunque en el mapa geológico aparecen comouna unidad homogénea:

- Ultramafitas de Romeral. Cuerpos relacio-nados con el Sistema de Fallas Romeral en-tre las cordilleras Central y Occidental. Aeste conjunto pertenecen los cuerpos deno-minados Ituango, San Andrés de Cuerquia,Sucre, Santa Bárbara (La Loma), Heliconia,San Antonio de Prado. Otros cuerpos me-nores por sus dimensiones no aparecen in-dicados en los mapas geológicos regionales(ALVAREZ, 1983, 1985 y 1989).


82 INGEOMINAS

Autor:

Fecha: I / 96

Luz Rosario Audiverth H.Humberto Gonzalez

FIGURA 10

Digitalizó:

ESCALA

I N G E O M I N A SLOCALIZACIÓN DE CUERPOS ULTRAMÁFICOS

RELACIONADOS A LOS SISTEMAS

TECTÓNICOS DEL W. COLOMBIANO

4 30’o

5 00’o

5 30’o

6 00’o

6 30’o

7 00’o

7 30’o

8 00’o

8 30’o

77 00o76 00’o 75 30’o 75 00’o 74 30’o 74 00’o

RIO

ATR

ATO

RI O

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RA

TO

RÍO

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AU

C

R

AÍO

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MGDAL

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F.E

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F.

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ala

a

F.

Pa

les

tin

a

1

2

11

6

10

9

8

12

3

4

Sta.Bárbara

13

60km.0 30

CÓRDOBA

CHOCO

SANTANDER

BOLÍVAR

RISARALDA CALDAS

BOYACÁ

MARCARIBE

YarumalAmalfi

Yolombó

Yondó

Sonsón

Valparaiso

PuertoBerrio

PuertoTriunfo

MEDELL ÍN

Vigia delFuerte

Chigorodó

Apartadó

Carepa

Necoclí

San Juande Urabá

San Pedrode Urabá

Mutatá

Frontino

Urrao

F.

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oro

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F.O

tú

F.Ba

gre

CONVENCIONES

1-2. Gabro del R ío Bedó(Mutatá)

3. Heliconia

4. Santa Bárbara (La Loma)

5. El Faro

6. Ituango

7. San Andrés de Cuerquia

8. Yarumal

9. Campamento

10. Gabro de Pueblo Nuevo

11. Gabro Río de Tarazá

12. Medellín

13. Urrao (La Cristalina)

60km.0 30

NW

SWSE

NENE

N


INGEOMINAS 83

- Ultramafitas de Campamento. Cuerpos lo-calizados al este de Yarumal y cerca a Cam-pamento, sobre el eje de la Cordillera Cen-tral. Tienen formas elongadas elípticas olenticulares, de dirección norte-sur (HALLet al., 1972, ESTRADA, 1967, 1972).

- Lentes delgados y concordantes de talco ytalco-tremolita, en neises feldespáticos yalumínicos al noroeste de Caracolí y entrelas fallas de Palestina y Otú al sur del RíoCupina (FEININGER et al., 1972).

- Lentes de serpentinita de pocos metros deespesor, al sureste de Yalí (FEININGER, etal., 1972).

- Dunita de Medellín. Cuerpo de dirección N15° W entre San Pedro y Las Palmas, conuna extensión aproximada de 70 km²(BOTERO, 1963; ÁLVAREZ,1987b).

- Cuerpos menores subordinados a stocks yplutones gabroides (GONZÁLEZ, 1980;HALL et al., 1972).

- Ultramaficas relacionadas con complejosbásicos, en la Cordillera Occidental.

3.3.8.1. Ultramafitas de Romeral (Kiu).

Los cuerpos de rocas ultramáficas que se en-cuentran asociados a la zona tectónica deRomeral forman un cinturón bien definido,denominado por Álvarez (1983) «CinturónOfiolítico Romeral» (COR) constituido porrocas ultramáficas, en general íntimamenteasociados con gabros y a veces con lavas bási-cas con afinidad ofiolítica conformando cuer-pos discontinuos y que en conjunto haríanparte del denominado Complejo Ofiolítico delCauca (TOUSSAINT y RESTREPO, 1974b).Aunque cada cuerpo en particular suele pre-

sentar variedades petrológicas y tectónicas,estos constan por lo general de peridotitas ydunitas serpentinizadas en diferentes grados,tectonitas, dunitas y serpentinitas. El meta-morfismo durante el emplazamiento o poste-rior a este, es de bajo grado en facies esquistoverde (ÁLVAREZ, 1983).

3.3.8.1.1. Ituango.

Las serpentinitas y epidota-anfibolitas deItuango constituyen un cuerpo discontinuomuy largo y delgado (Figura 10) con rumbonorte-sur y 35 km de longitud, encajado den-tro de una secuencia metamórfica plegada, debajo grado en facies esquisto verde y de pro-bable edad paleozoica; los litotipos que lo con-forman tienen contactos tectónicos entre sí ycon las metamorfitas encajantes (ÁLVAREZ,1987a).

Las ultramafitas corresponden a serpentinitasde color negro grisáceo, gris oscuro a negroverdoso, en bloques de tamaños diversos, loscuales han tenido movimiento diferencial en-tre ellos dando lugar al desarrollo deserpentinita cizallada entre bloques. Elfracturamiento observado en los afloramien-tos, también se observa a nivel microscópico yes mucho más claro cuando existe mineralogíaprimaria con un modelo de fracturamientotriangular y rectangular complementado porabundantes fracturas irregulares. Los mine-rales de serpentina son fibrosos (crisotilo) olaminares (antigorita-lizardita), reemplazancristales de olivino y piroxeno aunque estossólo aparecen como relictos dispersos oca-sionales. Cuando la serpentinización escompleta, se observan los límites de los cris-tales originales de olivino definidos poragregados de magnetita muy fina, conser-vándose la configuración geométrica de loscristales originales.


84 INGEOMINAS

Espinela crómica original se observa comorelictos en serpentina, rodeada por magnetitao cromita. La magnetita se presenta comopolvo fino, forma manchas y a veces envenillas con carbonato. Clorita dispersa o enagregados y venas irregulares es posterior a laserpentina; a veces está asociada con magne-tita y carbonato.

Debido a la intensa serpentinización es difícildeterminar el protolito de este cuerpo, pero elpredominio de olivino en los relictos y la ocu-rrencia local de cuerpos poco serpentinizadoscon sólo olivino, indica que éste fue, probable-mente, una dunita constituida por olivino yespinela-crómica, de textura granular en ma-lla o mosaico de cristales equigranulares. Sóloen unas pocas muestras se han encontradorelictos de ortopiroxeno en granos aislados,con extinción ondulatoria.

Íntimamente asociado con el cuerpo deserpentinita y en contacto tectónico se encuen-tra un cuerpo de epidota-anfibolita con unalongitud de 21 km y ancho menor de 1000 m.Las rocas están afectadas por metamorfismodinámico y pueden distinguirse dos tipos prin-cipales, que cambian gradualmente uno a otroa partir del contacto oeste con la serpentinita.

El primer tipo corresponde a epidota-anfibo-lita néisica de grano medio a grueso, similar aun gabro con ligera orientación, donde la tex-tura primaria ha sido modificada totalmentepor procesos de recristalización metamórfica.

El tipo dos es de estructura esquistosa, colorverde oscuro, con un débil bandeamientocomposicional, constituido básicamente porhornblenda, epidota-plagioclasa y cantidadesmenores de esfena, cuarzo, mica blanca,clorita y opacos. Según Alvarez (1987a), laasociación máfica-ultramáfica de Ituango,compuesta por serpentinitas y epidota-anfibo-

lita, equivalente metamórfico de peridotita-gabro, se puede considerar como constituidapor masas desmembradas tectónicamente deuna secuencia ofiolítica. La mineralogía pri-maria relicta en la serpentinita, sugiere que laultramafita no se generó por cristalizaciónfraccionada sino que correspondería a un re-siduo de fusión parcial del manto (ÁLVAREZ,1987c), mientras que el protolito de las epidota-anfibolitas, sería según este autor, un gabrohomogéneo probablemente generado en unadorsal de una cuenca oceánica mayor o en lasetapas tempranas - intermedias, de aperturade una cuenca marginal. La hornblenda enestas rocas sería producto de metamorfismodinámico, durante el emplazamiento.

Las ofiolitas de Ituango pudieron haber he-cho parte de la litosfera oceánica del Cretácicotemprano (TOUSSAINT y RESTREPO, 1974)y como un fragmento ofiolítico, emplazadasen forma sólida a lo largo de fallas inversasprofundas. Durante el emplazamiento lasrocas adquirieron el bandeamiento y la orien-tación mineralógica y fueron deformadaspenetrativamente a causa de la cizalladura.El emplazamiento ocurrió durante elCretácico tardío-Paleógeno (ALVAREZ,1987a).

3.3.8.1.2. San Andrés de Cuerquia.

Nombre con el cual se designan dos cuerposcartografiados por Hall et al. (1970), al suroestede San Andrés de Cuerquia (Figura 10), dedonde se asigna el nombre, relacionados conel sistema tectónico de Romeral y en especialcon la Falla de Santa Rita. El mayor de estoscuerpos tiene 3 km en dirección N 30° E y unancho máximo de 800 m; el otro es un cuerpomás delgado, alargado, norte-sur, con una lon-gitud de 2,6 km. Ambos presentan contactostectónicos con esquistos cuarzo-sericíticos y


INGEOMINAS 85

cloríticos del Grupo Valdivia, con los cualesse encuentran relacionados.

Las rocas son principalmente serpentinitas, conafloramientos ocasionales de peridotitas fres-cas a parcialmente serpentinizadas y algunasrocas de composición gabroide, pero no hayuna cartografía detallada sistemática que per-mita delimitar las distintas facies. Lasserpentinitas son rocas moteadas de color grisoscuro verdoso a negras, a veces con una dé-bil lineación de los minerales oscuros, que re-saltan al meteorizarse la roca, finogranularesy por lo general con al menos una superficiede cizalladura a lo largo de la cual se desarro-lla picrolita. El componente principal esantigorita, en láminas, dispuestas en agrega-dos con forma de pluma y crecimientoreticular o como haces fibrosos y racimos. Oca-sionalmente, se encuentra lizardita; crisotiloes accesorio y está subordinado a los otros mi-nerales del grupo de la serpentina. Asociadosa la antigorita aparecen manchas o parchesde serpentina amorfa, serpofita; magnetita esun accesorio ampliamente distribuido y se con-centra en microfracturas en el olivino, produ-cidas durante el proceso de serpentinización.También, se encuentra ocasionalmente picotitao espinela crómica en cristales aislados.

La mayoría de las muestras analizadas indi-can un proceso de serpentinización total y sóloocasionalmente se encuentran restos de olivi-no, con corona de transformación intermedia;iddingsita (?), clorita y talco son accesorios oca-sionales. La ausencia de piroxenos, las carac-terísticas texturales y el tipo de serpentina pre-sente, hacen suponer que el protolito corres-ponde a una dunita.

Estos cuerpos, al contrario de los demás aso-ciados al Sistema Romeral, no presentan rela-ción espacial con rocas básicas volcánicas ocon gabros. No obstante, por su posición

tectónica, se consideran como parte desmem-brada de una ofiolita y representarían partede la litosfera oceánica emplazadatectónicamente a través de fallas inversas pro-fundas, que posteriormente han sufridoreactivación, modificando las relaciones es-tructurales originales entre los diferentes tiposde roca y desplazándolas con respecto a suposición original.

Al igual que las ultramafitas relacionadas conel Sistema Romeral, estos cuerpos se conside-ran del Jurásico-Cretácico temprano empla-zados en el Cretácico tardío-Paleógeno.

3.3.8.1.3. Sucre.

Cuerpo lenticular de 0,8 km², cuya dimensiónmayor presenta una dirección N 20° W; loca-lizado cerca a la población de Sucre de donderecibe el nombre, y otros cuerpos menores lo-calizados al norte del anterior entre las fallasde Romeral y Cauca en el sentido de Grosse(1926) y al occidente de la traza principal deRomeral.

Litológicamente se encuentran relacionadospor lo general en contactos tectónicos conanfibolitas, esquistos anfibólicos ymetamorfitas pelíticas, de bajo a muy bajo gra-do de metamorfismo.

Tanto el cuerpo principal como los menorespresentan un avanzado estado deserpentinización, y quedan sólo ocasional-mente bloques lenticulares de roca fresca, queconservan los rasgos texturales y mineralógicosdel protolito, una harzburgita.

La roca predominante corresponde aserpentinitas fibrosas macizas a cizalladas, condesarrollo de estrías de fricción alargadas en elsentido de los movimientos de arrastre, prefe-


86 INGEOMINAS

rencialmente N 10°-15° W, de color gris medioazuloso a gris oscuro verdoso, con costras su-perficiales amarillo-verdoso por desarrollo depicrolita. Microscópicamente, la textura origi-nal ha sido modificada y aparecen agregadoslaminares de antigorita-serpofita y ocasional-mente fibrosos de crisotilo, dentro de los cualesse encuentran grandes cristales de ortopiroxenoy de olivino fracturado. Además, se encuen-tran cristales de clinopiroxeno, diálaga, y anfíboldébilmente coloreado con cromita y picotita,como accesorios más comunes.

La roca conserva las características originalesen los núcleos de poliedros de cizalladura y elprotolito corresponde a una harzburgita ma-ciza, hipidiomórfica equigranular, de granofino a medio, compuesta por olivino,ortopiroxeno intercrecido con piroxenomonoclínico. Ocasionalmente se encuentrandiálaga y hornblenda débilmente coloreadas.

Álvarez y González (1978) consideran las ro-cas ultramáficas asociadas al Sistema Romeralparte de complejos ofiolíticos, en el sentido deRestrepo y Toussaint (1976) y como tales decorteza oceánica emplazada tectónicamente.Gabros de estas asociaciones han sido datadoscomo del Jurásico-Cretácico Inferior(RESTREPO et al., 1991), edad que se asignaa la corteza oceánica involucrada, mientrasque el emplazamiento tectónico sería delCretácico tardío - Paleógeno, a través de fa-llas inversas profundas, reactivadas duranteel Neógeno originando localmentecabalgamientos sobre unidades más recientes.

3.3.8.1.4. Heliconia.

Cuerpo de ultramafitas relacionado con elGabro de Pueblito; localizado al oeste deHeliconia de donde recibe el nombre, se ex-tiende desde el oeste de Angeolópolis hacia el

norte en dirección noroeste por 18 km, con unaamplitud máxima de 800 m hasta Heliconia yluego vuelve a aflorar por 5 km hacia el norteentre la quebrada Guaca y el Arroyo Las Que-bradas. En la misma dirección, 500 m al nor-te del cuerpo anterior, aflora un cuerpo del-gado de peridotita, de 3,5 km de largo por 150m de ancho con dirección N 15° W.

La diorita y el gabro se presentan en contactofallado a lo largo de la Falla Llorasangre, mien-tras que el mismo tipo de contacto se presentaentre el gabro y la peridotita, a través de laFalla Sabaletas. La denominación de Com-plejo Máfico-Ultramáfico de Heliconia corres-ponde a la asociación espacial y genética delgabro y la peridotita; se separa el cuerpo dediorita, «Diorita de Pueblito», ya que no hayevidencias petrológicas para relacionarlagenéticamente con los dos tipos de rocas an-teriores (MONTOYA y PELÁEZ, 1993).

Las ultramafitas de Heliconia se presentan endos cuerpos alargados, lenticulares, separadosentre sí por un cuerpo de gabro. La roca fres-ca es maciza, finogranular, densa, color ne-gro, pero su apariencia se modifica cerca a lasfallas adquiriendo una estructura esquistosao en zonas de serpentinización avanzada to-mando un color grisáceo con superficies decizalladura, caracterizadas por la presencia depicrolita de color verdoso-amarillo. La com-posición predominante corresponde aharzburgitas con variación a dunita, pero lo-calmente la mineralogía primaria ha sido re-emplazada por serpentina fibrosa y las rocasse han clasificado como serpentinitas.

La textura predominante es en mosaico con cris-tales finos a medios de olivino (80-95%), fractu-rados y de ortopiroxeno (5-20%): picotita es unaccesorio común en cristales anhedrales redon-deados y fracturados. Las rocas presentan comoproducto de serpentinización antigorita en agre-


INGEOMINAS 87

gados de fibras desordenadas, finas y con abun-dante magnetita finogranular asociada; lizarditaen fibras finas a veces como coronas alrededorde olivino, crisotilo en fibras cortas perpendicu-lares a zonas de fractura. En todos los casos elopaco predominante es magnetita y como acce-sorios ocasionales se encuentran talco y carbo-natos.

La mineralogía de la harzburgita de Heliconiaes: olivino, enstatita y espinela como acceso-rio; concuerda con la de las peridotitas basalesde una secuencia ofiolítica (COLEMAN, 1977)que estaría desmembrada y se tendría partede la peridotita basal metamorfoseada(Harzburgita de Heliconia) y parte de los com-plejos cúmulos máficos (parte del gabrocumulus de Heliconia) y posibles gabrosisotrópicos, gabro hornbléndico (MONTOYAy PELAEZ, 1993). Estos cuerpos, como en lasofiolitas, se encuentra fallados y entre ellos fal-tan los cúmulos ultramáficos.

La datación para el gabro (Gabro de Pueblitoen el sentido de Restrepo y Toussaint, 1976),permite asignar al Cretácico temprano al con-junto ofiolítico, del cual harían parte lasultramafitas y representarían corteza oceánicaemplazada tectónicamente durante elCretácico tardío, a lo largo del Sistema de Fa-llas Romeral.

3.3.8.1.5. La Loma.

Cuerpo de ultramafitas localizado en la Que-brada La Loma, Municipio de Santa Bárbara,relacionado con la Falla Piedecuesta entremetamorfitas de muy bajo grado ysedimentitas de la Formación Amagá en rela-ción tectónica compleja. Es un cuerpo ovala-do, menor de un kilómetro cuadrado; otromayor, pero delimitado sólo con base en ro-dados, se encuentra unos 2 km al sur del an-

terior y muestra la misma relación litológico-tectónica del anterior (GROSSE, 1926).

El cuerpo de La Loma corresponde a unaharzburgita en proceso parcial deserpentinización, constituida por olivinomagnésico serpentinizado asociado a enstatitaen proceso de alteración a bastita, clorita ymagnetita con picotita y cromita como acce-sorios. El desarrollo de picrolita en superfi-cies de cizalladura, indica una deformaciónsincrónica o posterior al proceso deserpentinización de la peridotita original.

El otro cuerpo, en el nacimiento de la Quebra-da Sabaleticas, corresponde a una peridotitaen avanzado proceso de serpentinización; esdifícil determinar el protolito ya que tanto latextura como la mineralogía originales handesaparecido. Los bloques están constituidospor serpentinitas fibrosas, con superficies decizalladura caracterizadas por el desarrollo depicrolita.La roca está constituida porantigorita en agregados y masas irregularesfibrosas, con abundante opaco finogranularasociado y masas irregulares de clorita de muybaja birrefringencia,probablemente posteriora la serpentinización. Sólo ocasionalmente seobservan relictos de olivino. Estos cuerpos seconsideran, por su posición geográfica ytectónica, como parte del Complejo Ofiolíticodel Cauca, emplazados tectónicamente hastasu posición actual a través de fallas profun-das inversas del Sistema Romeral, reactivadasdurante el Neógeno, produciendo el cabalga-miento sobre sedimentitas de la FormaciónAmagá (GONZÁLEZ, 1976).

3.3.8.2. Ultramafitas de Campamento.

No están relacionadas con la zona tectónica deRomeral; ocurren hacia la parte axial de la Cor-dillera Central en dos asociaciones con rocas


88 INGEOMINAS

ultramáficas, en contacto con metamorfitas pre-mesozoicas de bajo grado en facies esquisto ver-de. Estas asociaciones se denominan Complejode Campamento y Asociación del Alto La Toldaal nor-noroeste del anterior; en conjunto se de-nominan ultramafitas de Campamento por sereste el sitio geográfico más reconocido en el áreade ocurrencia.El Complejo de Campamento(ÁLVAREZ, 1985) está constituido porultramafitas peridotíticas, con diferentes gradosde serpentinización, serpentinitas y gabros ma-cizos a foliados, asociados con fajas mayores derocas volcánicas básicas submarinas, basaltos yespilitas con sedimentos turbíditicos relaciona-dos. Las ultramafitas tienen contactos tectónicoscon las rocas encajantes (ESTRADA, 1967;HALL et al., 1972).

La asociación del Alto La Tolda constituye uncampo ovoide con metagabros hornbléndicosy serpentinitas (ÁLVAREZ et al., 1970). Rela-cionados con estas ultramafitas se encuentranlos depósitos de asbestos de Las Brisas, los detalco de Yarumal y el depósito laterítico deMorro Pelón (HALL et al., 1972).

Las rocas ultramáficas de las dos asociacionesmencionadas no constituyen, por lo general,una unidad continua: son cuerpos lenticulares,alargados, de tamaño variable que en formadiscontinua se alinean en fajas con tendenciapredominante norte-sur y su tamaño varíadesde un gran lente de 15 km de largo por 1km de ancho, hasta pequeños cuerpos ovala-dos de sólo 800 por 300 m. Los contactosestán cubiertos, pero las relaciones de camposugieren que la serpentinita se ha emplazadotectónicamente a lo largo de éstos, probable-mente fallados, entre las rocas más antiguas ylos metabasaltos.

La mayoría de las rocas son serpentinitas conocasionales áreas de dunitas, peridotitas fres-cas y rocas de composición gabroide, pero a

la escala regional de un mapa departamentalno es posible efectuar una separación de fa-cies. Las serpentinitas son rocas moteadas decolor gris oscuro verdoso, a veces negras,finogranulares comúnmente, aunque no siem-pre, laminadas o foliadas, con lineación defi-nida por líneas orientadas de minerales clarosy oscuros. La mayoría de las muestras pre-sentan al menos una superficie de cizalladuracon fibras quebradizas de color gris verdosopálido de picrolita, que son similares superfi-cialmente al crisotilo y por lo tanto puedenconfundirse con asbestos verdaderos.

Microscópicamente la textura varía dealotriomórfica granular a mosaicos equigranu-lares; el principal componente es antigorita,en láminas finas dispuestas en agregadosplumosos en un crecimiento reticular típico ocomo haces radiales y racimos. Ocasional-mente se encuentra lizardita en láminas ma-yores que las de antigorita, con extinciónondulatoria. En las muestras de los cuerposde Las Brisas, La Polca y El Búfalo, el crisotiloes un mineral accesorio de importancia comofuente de asbestos. Las venas que contienenlas fibras tienen 2-3 mm de ancho y aparecencomo fibrillas de ancho y longitud uniforme.

Asociados a antigorita aparecen parches deserpofita, variedad amorfa de serpentina.Magnetita es un accesorio de amplia distribu-ción y su porcentaje es variable; aparece enagregados que siguen fracturas o marcan loslímites de otros cristales formados durante laserpentinización del olivino. Picotita o espi-nela crómica, aunque es escaso, es un acceso-rio común. Algunas muestras contienenrelictos de olivino, a veces acompañados dediálaga o clinoenstatita, con una corona dealteración de iddingsita.

Las serpentinitas de Campamento hacenparte de un complejo máfico-ultramáfico,


INGEOMINAS 89

pero no es posible determinar, con el estu-dio petrológico y estructural actual, si fue-ron emplazadas a su posición actual comotales o como ultramafitas, que posterior-mente fueron serpentinizadas. El desarro-llo alpino y tectonismo activo, la presenciacaracterística de planos de cizalladura y loscontactos preferencialmente fallados entrelos distintos tipos de roca, favorecen el em-plazamiento de las serpentinitas según elconcepto de inyección a presión (HESS,1955) y los esfuerzos tectónicos serían pos-teriores al emplazamiento.

Las relaciones entre serpentinitas ymetagabros, por sus características en el área,por un lado, y de estos con metabasaltos,espilitas con sedimentitas marinas intercala-das, por otro, indican una ofiolita que habríasido emplazada por obducción al continente.Su edad sería Cretácico Inferior (ÁLVAREZ,1989; RESTREPO et al., 1991).

3.3.8.3. Rocas de Talco y Talco-Tremolita.

Feininger et al., (1972) describen en el flancooriental de la Cordillera Central, en el orienteantioqueño, cerca de una docena de lentes del-gados y concordantes de rocas de color verdeclaro, con foliación definida, compuestos portalco y talco-tremolita relacionadas con neisesfeldespáticos y alumínicos. Estas rocas no for-man buenos afloramientos, pero son resisten-tes a la descomposición química y dan bloquessobresalientes que al meteorizarse toman uncolor blanco. Los lentes tienen uno a dos me-tros de espesor y por su extensión no alcan-zan a mostrarse en el mapa geológico.

Las rocas de estos lentes están formadas portalco, tremolita y clorita en proporción varia-ble. El talco aparece en láminas pequeñas quepor su agrupación y orientación sugieren es-

tar en reemplazo de un silicato preexistente.Tremolita aparece tanto en cristalessubhedrales con bordes fibrosos como en agre-gados fibrosos; clorita forma agregados. Comoaccesorios se encuentran calcita, magnetita,pirita y minerales del grupo de la serpentina.

La rocas de talco y talco-tremolita son pro-ducto de alteración de rocas ígneasultramáficas, tal como lo indican las rela-ciones texturales que muestran el talco y latremolita seudomorfas, según olivino opiroxeno; quedan, ocasionalmente, núcleosde olivino en el talco.

La edad de estas rocas no se conoce con segu-ridad, pero por correlación con otros cuerposultramáficos se consideran del Cretácico(FEININGER et al., 1972).

3.3.8.4. Serpentinita al Sureste de Yalí.

Lentes de serpentinita de unos pocos metrosde espesor, no indicados a la escala del mapa,se encuentran unos 17 km al sureste de Yalí.La serpentinita es finogranular, maciza, decolor verde oscuro a negro y lustre sedoso. Elcomponente principal es antigorita en agre-gados de fibras finas, seudomorfos según oli-vino; quedan por lo general, núcleos frescosde este mineral rodeados por agregados de ser-pentina y acumulación de opaco finogranularen fracturas, a lo largo de las cuales se iniciael proceso de serpentinización.

Otros bloques de serpentinita se encuentran alo largo de la Falla El Bagre (FEININGER etal., 1972); el origen de estos bloques no se co-noce y por su tamaño no aparecen indicadosen el mapa.

Por correlación con otros cuerpos ultramáficosen la Cordillera Central se consideran del


90 INGEOMINAS

Cretácico temprano, pero es de anotar que sumodo de ocurrencia y ambiente tectónico sondiferentes a los del Sistema Romeral o a los dela Cordillera Occidental donde hay más ba-ses para la asignación de la edad.

3.3.8.5. Dunita de Medellín (Kium).

Al oriente y norte de Medellín se presenta uncuerpo elongado de dunita metamórfica condirección noroeste (Figura 11) y un áreaaproximada de 70 km² asociado conortoanfibolitas del Proterozoico-Paleozoicoinferior (ÁLVAREZ, 1987b).

El contacto de la dunita con la anfibolita es fa-llado y de posición variable: en los sectores cen-tral y sur es subhorizontal mientras que en elnorte es vertical. Además, la delimitación de estecontacto y su relación con la topografía actualsugiere una forma subhorizontal. En ningún si-tio se observan efectos de metamorfismo térmi-co producidos por la ultramafita y en áreas noafectadas por metamorfismo dinámico, la anfi-bolita conserva su composición normal; lo ante-rior sugiere que al menos parte del contacto essubhorizontal fallado o poco inclinado y que ladunita suprayace la anfibolita (RESTREPO yTOUSSAINT, 1973; ÁLVAREZ, 1987b).

La dunita es una roca maciza,de color ver-de oliva a verde oscuro, a veces verde ama-rillento en superficies de cizalladura. Tieneapariencia homogénea y es finogranular. Laroca primaria está constituida por olivino,sin piroxenos y muestra transformación va-riable a serpentina, anfíboles, talco, cloritay magnetita; el grado de serpentinizaciónes mayor hacia los bordes del cuerpo dondese encuentran rocas de tremolita-clorita ycloríticas. La textura es deformacional conaspecto transicional a texturas de mosaicocon cristales de olivino alargados. Esta fá-

brica es más notoria cuando avanza el pro-ceso de serpentinización. El mineral predo-minante es olivino magnésico y como acceso-rios aparecen espinela cromita y magnetita.Minerales de serpentina son los productos dealteración más comunes, predominandoantigorita con cantidades menores de crisotiloy lizardita. El crisotilo es fibroso y se forma enlas primeras etapas de alteración; los otrosminerales de serpentina son más abundantesy se encuentran en láminas, fibras y escamas.Además, se han encontrado en diversas pro-porciones clorita, tremolita derivada de olivi-no y comúnmente alterada a clorita, serpenti-na y carbonatos. Talco se encuentra ocasio-nalmente asociado a minerales serpentínicoso rellenando venas. La dunita se presenta ple-gada lo cual ocasiona que las estructurasplanares primarias muestren inclinación va-riable; en la dunita bandeada o con foliaciónbien desarrollada, se encuentran pliegues mé-tricos amplios y pliegues internos, cerradoscentimétricos (ÁLVAREZ, 1987b).

Foliación se observa sólo en afloramientosmeteorizados y está definida por la orienta-ción paralela de granos de olivino o en ro-cas serpentinizadas, por la disposición debandas o lentes de serpentina, clorita y ve-nas de carbonato. En estas rocas, es notorioun bandeamiento marcado por bandas dediferente resistencia o color. Cuando estebandeamiento se presenta, constituye unadirección preferencial, tanto para laserpentinización como para el desarrollo denuevos minerales originados porrecristalización.

Esta unidad ha sido considerada como unaultramafita alpina (ÁLVAREZ, 1987b) conuna evolución compleja. Estas rocas seríanparte del manto superior, emplazadastectónicamente en el núcleo de cinturonesmontañosos.


INGEOMINAS 91

Autor:

Fecha: II/96

Luz Rosario Audiverth H.Modificado deBotero, 1963

FIGURA 11

Digitalizó:

ESCALA

I N G E O M I N A S

NW

SWSW

SESE

NENE

N

0 500 1000 1500 2000

KILOMETROS

800 700

00

100

Medellín

BogotáCOLOMBIA

MARCO GEOLÓGICO GENERALIZADODE LA DUNITA DE MEDELLÍN

60km.0 30

CONVENCIONES

Falla

Falla inversa angulo bajo

Falla cubierta

Contacto

Ocurrencias de cromita

Area urbana

SAN PEDRO

BELLOCOPACABANA

MEDELLÍNArea

Urbana

a

CSan

rist

ob

al

Q.H

Elerrero

Q.

El

Ha

to

a

Giraa

rdot

a Guarne

Q.

El

Slaado

a R

g

íN

oe ro

aEl

R

etiro

ENVIGADO

ITAGUI

835.

000

844.

000

1´200.000

1´190.000

1´180.000

LEYENDA

CUATERNARIO

CRETÁCEO

CRETÁCEO - TRIÁSICO

PALEOZÓICO

PRECÁMBRICO (?) - PALEOZOICO

Aluviones

Taludes

Batolito Antioqueño

Batolito de Altavista

Dunitas metamórf icas

Neises Fé lsicos

Anfibolitas


92 INGEOMINAS

Las características de la Dunita de Medellín,en cuanto a fábrica tectónica, mineralogía,petrografía y química, sugieren que estecuerpo puede representar la base de unaofiolita, que sufrió desmembramiento. Es-tos cuerpos podrían haber sidotectónicamente separados del manto y em-plazados a niveles corticales poco profun-dos, en márgenes continentales, y son ac-tualmente bloques alóctonos (COLEMAN,1977). Las Dunitas de Medellín fueron em-plazadas antes del Cretácico tardío, pues sonintruidas por rocas del Batolito Antioqueño,posiblemente entre el Triásico y el Cretácicotemprano (ÁLVAREZ, 1987b).

3.3.8.6. Ultramafitas relacionadas con StocksGabroides.

Pequeños cuerpos de serpentinitas y deultramafitas parcialmente serpentinizadas seencuentran en, o cerca a stocks de gabro o demetagabro. Son especialmente notorios los re-lacionados con el Stock de Yarumal, dondehay un cuerpo ovalado, de dirección norte, deserpentinita en el centro del stock y dos lentespequeños aparecen a lo largo del borde nortedel stock (HALL et al., 1972) y las franjas del-gadas hacia el borde del cuerpo localizado alsur de Montebello (GONZÁLEZ, 1980).

Las rocas ultramáficas, en este caso, corres-ponden a peridotitas en estado avanzado deserpentinización que podrían representar lafracción inicialmente cristalizada del magmabásico que originó el cuerpo de gabro y quesufrió serpentinización durante el emplaza-miento tectónico, a niveles menos profundosde la corteza, y son actualmente bloquesalóctonos.

La edad asignada corresponde a la de losstocks de gabro con los cuales están relacio-

nados y que han sido considerados delCretácico inferior, con base en relacioneslitológicas y algunas edades isotópicas dispo-nibles (MAYA, 1992).

3.3.8.7. Ultramafitas de la Cordillera Occi-dental (Kum).

Aunque en el mapa geológico del departa-mento no aparecen indicados todos los cuer-pos, en la Cordillera Occidental se encuentranrocas ultramáficas frescas a ligeramenteserpentinizadas, relacionadas con complejosbásicos. Los principales cuerpos se encuentranal occidente en la región de Mutatá.

La ultramafita corresponde a una dunitacon olivino magnésico y espinela crómica yopacos como accesorios, de color verde os-curo a negro, finogranular y maciza. El oli-vino, localmente a lo largo demicrofracturas, presenta una débilserpentinización con formación de crisotiloen fibras y opaco finogranular, que marcalas venillas a lo largo de las cuales se iniciael proceso de alteración.

Este cuerpo está espacialmente relacionadocon gabros piroxénicos con augita, donde lo-calmente aparecen facies pegmatíticas congabros hornbléndicos. Las característicaslitológicas y las relaciones parecen indicar lapresencia de un complejo zonado, pero es ne-cesario efectuar estudios detallados para de-terminar las características de este cuerpo ydefinir su posible origen.

La edad es incierta, pero podríacorrelacionarse litológicamente, aunque notectónicamente, con el cuerpo de Bolívar(Valle) cuyas edades isotópicas correspon-den al Cretácico tardío (BARRERO, 1979;MAYA, 1992).


INGEOMINAS 93

3.3.9. Gabros

La mayor parte de los cuerpos de gabro, local-mente metagabros, están relacionados con ro-cas volcánicas básicas espilitizadas y conperidotitas serpentinizadas, a lo largo de la zonade falla de Romeral, y hacen parte del Comple-jo Ofiolítico del Cauca (TOUSSAINT yRESTREPO, 1974) y con rocas básicas de la Cor-dillera Occidental (ÁLVAREZ y GONZÁLEZ,1978). Sólo localmente estos cuerpos no mues-tran una relación clara con la tectónica regionaldel límite geológico entre las cordilleras Centraly Occidental. Teniendo en cuenta su ubicacióngeográfica, criterios regionales y el marcotectónico, los principales cuerpos se describen,a veces en forma individual, otras agrupadasde acuerdo con sus características y a la infor-mación geológica disponible.

3.3.9.1. Stock de Yarumal (Kigy).

Cuerpo descrito por Hall et al., (1972), tieneforma trapezoidal con un área de 90 km² en-tre Campamento y Yarumal, de donde recibesu nombre. Es intrusivo en esquistos del Gru-po Valdivia, en neis adamelítico sintectónicoy en metabasaltos del Cretáceo Inferior y esintruido a su vez por el Batolito Antioqueño,del Cretácico Superior y por un pequeño cuer-po granítico asignado al Cretácico.

La roca predominante es maciza a ligeramen-te foliada, de color gris medio a gris verdoso,hipidiomórfica finogranular hacia el centro delcuerpo y medio-grueso en la parte central. Lacomposición es variable con plagioclasa (50-75%) y augita (15-45%), como máfico predo-minante. Como accesorios aparecen magne-tita, circón, apatito y esfena.

El metagabro está íntimamente relacionadocon serpentinitas y ultramafitas olivínicas,

pero no hay olivino en el gabro. El contornodel cuerpo sugiere que pudo haber sido unlopolito, posiblemente asimétrico (HALL et al.,1972). La foliación en el gabro es concordan-te con el rumbo regional, pero los efectosmetamórficos son menores que los de las ro-cas que intruye y es claro que éstas habíansufrido un metamorfismo regional antes de laintrusión del gabro.

La edad del gabro no se conoce con exatitud;las relaciones de campo indican que fueintruido como magma básico, el cual cortómetabasaltos del Cretácico Inferior y rocasmás antiguas y es intruido por el BatolitoAntioqueño del Cretáceo Superior. Estas re-laciones indican un enfriamiento de lasintrusiones máficas durante el Cretácico Infe-rior; el metamorfismo que transformó el gabroen metagabro ocurrió poco después del em-plazamiento, ya que el Batolito Antioqueño nomuestra efectos metamórficos.

3.3.9.2. Cuerpos Menores de Metagabro alEste de Yarumal. (Kig)

Cuerpos pequeños de metagabro foliado, enparte no representables a la escala de publica-ción, se encuentran en una faja de 5 km deancho, que se encuentra al este del Stock deYarumal y se extiende por 45 km desdeGuadalupe hasta Puerto Valdivia. Estos cuer-pos son similares litológicamente al metagabrode Yarumal, aunque variables en textura. Eltamaño del grano varía de fino a grueso; lafoliación y el eje mayor de cada uno de loscuerpos considerados individualmente tienendirección norte-sur, paralela al rumbo regio-nal.

El piroxeno original ha sido transformado poruralitización a hornblenda pardo-amarillen-ta y la plagioclasa cálcica original presenta


94 INGEOMINAS

intensa saussuritización. Los accesorios sonmagnetita (1-3%) y ocasionalmente pirita opirrotina y esfena, en coronas alrededor de mag-netita titanífera. Prehnita y calcita, en algunasmuestras, rellenan pequeñas fracturas.

Estos cuerpos, por sus característicaslitológicas y posición tectónica regional, seconsideran de la misma edad que el Stock deYarumal, Cretácico Inferior, con ligero meta-morfismo regional posterior a su emplaza-miento y anterior al Batolito Antioqueño.

3.3.9.3. Gabro Pueblito (Kigp).

Cuerpo plutónico de forma elongada de 23km de longitud y 1.700 m de amplitud máxi-ma, relacionado espacial y genéticamente ala Diorita de Pueblito, al oeste y a ultramafitasal este. Cuerpos menores de 1 km² entre SanJosé y Murrapal se encuentran separados delcuerpo principal y entre sí, por lentes deharzburgita serpentinizada. Tres cuerposlenticulares de gabro afloran en el borde occi-dental de la Diorita Pueblito, limitados por la

TABLA 18. ANÁLISIS MODALES Y QUÍMICOS DE DIFERENTES CUERPOS DE GABRO.DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA

MINERALES (1) (2) (3) (4) (5) (6) (7)

52-60

0-40

-

35-42

TR 1,2

0,2-1,5

0,1-1,0

PLAGIOCLASA

CLINOPIROXENO

ORTOPIROXENO

HORNBLENDA

ESFENA

OPACOS

OTROS

50-75

15-45

0. TR

0-3,0

TR-0,5

1,5-30

Tr-2,0

65,2

TR

-

33,4

0,8

0,6

0,4

56,4

9,5

-

32,6

0,3

0,7

-OXIDOS (2) (3) (5) (7)

50-10

0-TR

-

50-90

TR-0,5

0,1-1,0

0,5-2,0

48,62

30-52

-

5-15

0,5-1,0

0,4-1,6

1,0-2,0

60-70

30-40

-

0-1,0

0,1-03

0,5-1,0

0-2

(1) Gabros anfibólicos al este de la Falla Otú (FEININGER, et al., 1972).(2) Stock de Yarumal (HALL et al., 1972).(3) Gabro Hornbléndico . Pueblito (ÁLVAREZ y GONZÁLEZ, 1978).(4) Gabro Heliconia (MONTOYA y PELÁEZ, 1993).(5) Gabro San Francisco (FEININGER et al., 1972).(6) Gabros Santa Bárbara- Montebello (GONZÁLEZ, 1980).(7) Gabro Altamira (ÁLVAREZ y GONZÁLEZ, 1978).(8) Gabro Río Nechí.

SiO2

TiO2

Al2O3

FeO (Total)

MnO

MgO

CaO

Na2O

K2O

P2O5

50,82

2,66

19,53

0,88

6,94

0,11

5,31

8,50

4,38

0,53

0,31

41,36 47-80

0,20-1,42

13,79-19,51

1,02-5,57

3,69-6,89

0,09-0,15

5,44-14-34

9,93-13,94

3,21-3,98

0,08-0,67

TR-0,1

48,36

1,64

16,97

3,49

8,16

0,24

8,36

8,91

2,64

0,61

0,16

46,06

2,04

16,84

4,06

5,69

0,41

9,64

11,56

3,09

0,31

0,10


INGEOMINAS 95

Falla Quirimará al oeste: su longitud varía en-tre 3,0 y 4,8 km y amplitud máxima de 600 m.

En la carretera Angelópolis - La Ferreria seobservan afloramientos continuos de la fajaharzburgita-gabro-diorita; el gabro muestraen su borde occidental un paso gradual adiorita anfibólica y una estructuraestratificada, producida por acumulación decristales máficos.

Entre el gabro y la harzburgita se desarrollanrocas hornbléndicas y hornblenditas, de co-lor negro y estructuras pegmatíticas, dondelos máficos forman espirales indicando un flujoturbulento durante la cristalización.

La roca predominante tiene estructurafoliada, definida por alineamiento de crista-les de minerales máficos y en especial cerca ala diorita, es notoria la textura de flujo; es degrano medio a grueso, color gris verdoso a grisclaro; a veces toma un color pardusco por al-teración y meteorización de las fases prima-rias. Localmente se observan zonaspegmatíticas con desarrollo de cristales muygruesos de hornblenda.

La textura es hipidiomórfica granular a ofítica;localmente, la composición predominante esplagioclasa, diálaga, diópsido, hornblenda pri-maria de color pardo y secundaria poruralitización de color verde y como acceso-rios apatito, ilmenita, calcita, clorita yleucoxeno (Tabla 18).

La plagioclasa está completamente altera-da a saussurita formando agregados dezoisita y parches irregulares de albita. Ladiálaga se conserva fresca; relictos de estemineral están asociados a diópsido en pro-ceso de uralitización. La hornblenda pri-maria es de color pardo, mientras quehornblenda verde se origina a partir de

clinopiroxeno (diópsido) y a su vez ha sidoreemplazada por anfíbol fibroso. Prehnitay calcita secundarias rellenan pequeñasfracturas. Las relaciones texturales indicande una manera clara que la orientación deminerales es primaria, producida por flujomagmático con poca o ninguna deformacióndinámica durante el emplazamiento o even-tos tectónicos posteriores.

3.3.9.3.1. Origen - Edad.

El Gabro de Pueblito (Heliconia), tiene unarelación íntima, tanto con la diorita con laque forma un complejo máfico - ultramáfico,como con el cuerpo ultramáfico deharzburgita serpentinizado y aunque enparte los contactos están marcados por fa-llas del Sistema Romeral, comparando lascaracterísticas petrológicas de esta asocia-ción con los diferentes tipos de asociacionesdonde predominan rocas ultramáficas, seobserva que las ofiolitas son el modelo quemejor se acomoda para este complejo. Te-niendo en cuenta un emplazamientotectónico a lo largo del Sistema de FallasRomeral, la ofiolita estaría desmembrada yse encontraría en Heliconia parte de laperidotita basal metamorfoseada(Ultramafita de Heliconia) y parte de loscomplejos cúmulus máficos, con el Gabro dePueblito (Heliconia) y posibles gabrosisotrópicos, Gabro Hornbléndico-Diorita dePueblito.

Ambos cuerpos se encuentran fallados y en-tre ellos faltan los cúmulos ultramáficos. Laparte volcánica básica y rocas sedimentariasasociadas corresponderían, en parte, al Com-plejo Quebradagrande. Este complejoofiolítico correspondería al denominado Com-plejo Ofiolítico del Cauca (TOUSSAINT yRESTREPO, 1974b).


96 INGEOMINAS

Las edades obtenidas en rocas de este cuerpopresentan problemas de interpretación, pero lasevidencias geocronológicas y palentológicas decuerpos relacionados dentro de este complejopermiten asignarlo al Jurásico Superior-CretácicoInferior (RESTREPO et al., 1991). Se obtuvo unaedad de 130 ± 12 m.a en hornblenda, sobregabros bandeados (RESTREPO y TOUSSAINT,1976). Otro valor de 166 ± 10 m.a. enhornblenda de un gabro pegmatítico(TOUSSAINT y RESTREPO, 1978), de este mis-mo cuerpo podría estar afectado por exceso deargón radiogénico.

3.3.9.4. Gabro de San Francisco (Kigsf).

Gabros hornbléndicos de color negro, con am-plia variación en textura y composición for-man un stock de 3 km² y cuerpos menores deunos pocos miles de metros cuadrados de ex-tensión afloran en el área de San Francisco, aleste del departamento (FEININGER et al.,1972)

Las relaciones con las rocas adyacentes y suextensión real no se pudieron determinar de-bido a la escasez de afloramientos. El gabro,por lo general, es macizo de grano medio apegmatítico, foliado. La textura esalotriomórfica y la composición varía entre lade una roca compuesta por partes iguales deplagioclasa y hornblenda, a la de una roca sólocon hornblenda.

El origen de este gabro es incierto; la textu-ra es metamórfica y las características tan-to de la hornblenda como de la plagioclasason similares a las de las anfibolitas adya-centes y es posible observar en algunos aflo-ramientos anfibolitas finogranulares ligera-mente laminadas que pasangradacionalmente a lentes de gabro de co-lor negro y de grano medio a grueso.

Es probable que el gabro haya sido emplaza-do como magma y luego sufrió recristalizaciónmetamórfica; el metamorfismo de contactoproduce recristalización en la roca encajantepara formar las anfibolitas.

La edad de este cuerpo no se conoce y se haasignado tentativamente al Cretácico(FEININGER et al., 1972) anterior al BatolitoAntioqueño ya que esta unidad no presentarecristalización metamórfica. En este caso larecristalización se produce poco después delemplazamiento.

3.3.9.5. Gabro de Romeral (Kigr).

Este nombre general describe los cuerpos pe-queños de gabro, relacionados con el sistematectónico de Romeral y que en parte mues-tran una distribución espacial íntima, conultramafitas en proceso de serpentinizacióny con rocas volcánicas básicas del ComplejoQuebradagrande, sugiriendo afinidadgenética que en parte podría corresponder ala de complejos ofiolíticos desmembrados, em-plazados tectónicamente a lo largo del Siste-ma de Fallas Romeral, de donde se asigna elnombre.

Generalmente, la longitud mayor de estoscuerpos es concordante con las estructuras re-gionales y paralela al rumbo de las rocas me-tamórficas, e indica que los efectos tectónicosque los afectaron tuvieron la misma direcciónde los que antes habían afectado a las rocasmetamórficas.

Algunos de estos cuerpos han sido reporta-dos con nombres específicos en la literaturageológica: Gabro de Palmitas (GROSSE, 1926),La Estrella y San Sebastian (MEJIA, 1984),pero por sus dimensiones reducidas para laescala de esta publicación y su marco tectónico


INGEOMINAS 97

regional relacionado con Romeral, se descri-ben en conjunto, aunque es posible que cadauno en particular presente características pro-pias en comparación con los demás cuerposconsiderados. Los mayores de estos cuerposse encuentran al noroeste de la Falla EspírituSanto entre las fallas de Sabanalarga y SantaRita. Son gabros de grano medio a fino,foliados, con efectos dinámicos superpuestosa los protoclásticos, compuestos por partesaproximadamente iguales de plagioclasa cál-cica a alterada a saussurita, pasando en lamayoría de los cuerpos, a agregados de epidotafinogranular y albita intersticial no maclada yaugita que por uralitización se han transfor-mado a anfíbol fibroso, el cual a su vez estáalterado a clinozoisita. Algunos cuerpos co-rresponden a gabros hornbléndicos, caracte-rizados por la presencia de hornblenda ver-de, fuertemente pleocroica, en contraste conla actinolita pálida, producida poruralitización.

Los cuerpos localizados al sur de Montebello(GONZÁLEZ, 1980) y parte alta del RíoTarazá (HALL et al., 1972) presentan rocasultramáficas serpentinizadas, tanto hacia losbordes del cuerpo como en la parte central,en contacto fallado. En todas las muestras ana-lizadas el piroxeno original es monoclínico ysu composición varía entre diálaga y augitadiopsídica, y se encuentran en algunas mues-tras ambos tipos de piroxeno; como minera-les accesorios se encuentran esfena, apatito,magnetita; ocasionalmente aparecen cuarzoy calcita secundarios.

3.3.9.5.1. Edad.

La edad de estos gabros no se conoce con exac-titud; los contactos en gran parte son tectónicoso están cubiertos, pero por sus relaciones es-paciales y tectónicas con el Sistema de Fallas

Romeral se han correlacionado con el Gabrode Pueblito (Heliconia), y a su vez relaciona-do con peridotitas y dioritas piroxénicas, con-sideradas por Toussaint y Restrepo (1974b),como parte del Complejo Ofiolítico del Caucay para el cual se obtuvo una edad de 126 ± 12m.a. Estas relaciones indican un enfriamien-to durante el Cretácico temprano; el metamor-fismo que transformó el gabro en metagabro,con alteración metasomática, debió ocurrirpoco tiempo después ya que las rocas delCretácico Superior no muestran efectosmetamórficos notorios (HALL et al., 1972).Si se acepta el origen comagmático para estasrocas y las volcánicas básicas y ultramáficasrelacionadas espacialmente, propuesto por al-gunos autores (ESTRADA, 1972; TOUSSAINTy RESTREPO, 1974b; ÁLVAREZ, 1983), losgabros corresponderían a una facies cristali-na, de enfriamiento más lento. Sin embargo,es necesario mayor información geoquímicapara determinar las relaciones magmáticas ytemporales reales.

3.3.10. Complejo Arquía (Kica)

Esta unidad litológica aflora en el flanco oc-cidental de la Cordillera Central, y es másprominente hacia el Río Cauca donde for-ma una franja alargada, estrecha ydiscontinua, limitada tectónicamente por lasunidades más antiguas y cubierta discordan-temente por sedimentitas de la FormaciónAmagá y secuencias volcano-sedimentariasde la Formación Combia. Corresponde, engran parte, al Grupo Arquía en el sentidode Toussaint y Restrepo (1974b) e incluyelos Esquistos de Sabaletas (RESTREPO, 1986)y los Esquistos Anfibólicos del Río Cauca(GONZÁLEZ, 1980).

La extensión regional en bloques tectónicos es-tructurales a lo largo del Sistema de Fallas


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Romeral, la diversidad de contactos con lasunidades adyacentes y la variación en el tipobárico de metamorfismo, desde media hastaalta presión, permitieron plantear una varia-ción en el rango estratigráfico, considerándo-la como complejo litodémico (MAYA yGONZÁLEZ, 1995), de tal modo que estudiosdetallados permitan su subdivisión en unida-des estratigráficas formales, de menor rango.

El Complejo Arquía en el concepto de unidadlitodémica, se encuentra al occidente de la Fa-lla Silvia-Pijao, que la separa de las rocasvolcano-sedimentarias oceánicas del Comple-jo Quebradagrande y al oriente de la FallaCauca-Almaguer (Cauca-Patía), que la limi-ta con rocas volcánicas oceánicas de la For-mación Barroso, en la Cordillera Occidental.

El complejo está constituido en Antioquia poresquistos anfibólicos, esquistos sericíticos yanfibolitas con escasez de cuerposultramáficos; la primera unidad puede incluirlocalmente anfibolitas saussuríticas. Por laescala del mapa todas las unidades aparecencomo Kica.

3.3.10.1. Anfibolitas.

Las rocas más representativas de esta unidad,en las cercanías del Río Arquía donde se defi-nió la sección original, son anfibolitas con in-tercalaciones menores de esquistos anfibólicosy pequeños y escasos cuerpos de ultramafitas.

Las anfibolitas son de color verde oscuro a ne-gro, localmente moteadas por pequeños gra-nates rosados o por plagioclasa blancasaussuritizada, macizas, con esquistosidadpenetrativa definida y fuertementediaclasadas. Están constituidas porplagioclasa, albita dominante (An<10) y oca-sionalmente oligoclasa (An 10-16) y

hornblenda-edenita con cantidades menoresvariables de granate almandínico, cuarzo yepidota; como accesorios más comunes apa-recen rutilo, esfena, magnetita-ilmenita yapatito; clorita es retrógrada segúnhornblenda, mineral este que con laplagioclasa forman más del 80% de la roca.

Asociados a las anfibolitas cerca al Río Arquía,se encuentran cuerpos de rocas ultramáficasserpentinizadas y cizalladas, pero debido alcizallamiento complejo, no es posible deter-minar si han sufrido los procesos de metamor-fismo regional que formaron las anfibolitas.Es posible que sean bloques alóctonos de ro-cas más jóvenes emplazadas tectónicamente.

3.3.10.2. Esquistos Anfibólicos.

Son metamorfitas de estructura esquistosa,básicas, de color verde grisáceo a oscuro, deacuerdo con el contenido y tipo de anfíbol,con una esquistosidad bien definida de di-rección N 15° E a N 5° W y marcada por laorientación paralela a subparalela de cris-tales fibrosos o alargados de anfíbol. Se ob-servan bandas alternantes de anfíbol oclorita, que alcanzan un 40-50% de la roca,separadas por capas granoblásticas dealbita, epidota, con cantidades menores decuarzo. El anfíbol predominante esactinolita, sin embargo, cambia su colora-ción y características pasando a hornblendaactinolítica y localmente a hornblenda. Laclorita prógrada está subordinada al anfíboly la secundaria, en especial cerca a zonasde falla, procede de anfíbol. La plagioclasaes albita (An<10), no maclada y limpia; esdifícil de separar del cuarzo que la acom-paña en las bandas claras; los accesorios máscomunes son apatito, esfena, pirita, magne-tita, calcita, mica blanca y ocasionalmentebiotita.


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3.3.10.3. Esquistos Sericítico-Grafitosos.

Son rocas esquistosas ricas en pirita y grafito,con una esquistosidad penetrativa bien desa-rrollada y clivaje de crenulación, indicativosde varias fases de deformación. Las venas decuarzo son oblicuas y están budinadas para-lelamente a la esquistosidad principal. Lospliegues menores tienen planos axiales verti-cales, subparalelos a la esquistosidad, con ter-minaciones periclinales hacia el N-NE. Estosesquistos presentan un mayor plegamientoque los esquistos verdes, como consecuenciade su plasticidad debido al alto contenido degrafito.

Los esquistos sericíticos-grafitosos se encuen-tran, en algunos lugares, intercalados conesquistos anfibólicos, en paquetes que varían

de centímetros a metros; se puede observartransición entre los diferentes tipos deesquistos, marcada por disminución en el con-tenido de cuarzo a expensas del aumento enclorita-sericita, dando lugar a esquistosmicáceos. También pueden observarse tran-siciones a cuarcitas y rocas meta-arenáceas,definidas por aumento progresivo en el con-tenido de cuarzo y disminución consecuenteen el porcentaje de mica blanca y grafito.


Las características petrográficas de las rocasde esta unidad indican que han sufrido unevento único de metamorfismo regionalprógrado bajo condiciones de presión media,es decir, metamorfismo barroviano, con va-

Bajo Alta Baja Alta

Q: Cuarzo Act: ActinolitaAb: Albita Cal: CalcitaEp: Epidota Hb: HornblendaMosc: Moscovita Alm: AlmandinoClor: Clorita

TABLA 19. MINERALES METAMÓRFICOS (A) Y DISTRIBUCIÓN EN LAS SERIES DE FACIES DEMETAMORFÍSMO REGIONAL (B) EN EL COMPLEJO ARQUÍA

A) LITOLOGÍA FACIES ESQUISTO VERDE FACIES ANFIBOLITA

PelitasEsquistos BásicosRocas MetaígneasCuarcitas y Rocas cuarzofeldespáticasCalcáreas

Q-Ab-Ep-Mosc-Clor

Act ± Clor-Q-EpAb-Ep-Act-Calc-QQ-Ab-Ep-Mosc-ClorQ-Calc-Ep ± Mosc

Hb ± Alm-Ab - Calc-Q

B) SERIE DE FACIES BARROVIANA-PRESION MEDIA

FACIES ESQUISTOS VERDES ANFIBOLITA

Esquistos Anfibólicos

Metagabroides

Anfibolitas

Esquistos Sericíticos


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rios eventos dinámicos sobreimpuestos y lo-calmente con metamorfismo de contacto(McCOURT, 1984; RESTREPO, 1986). Losprincipales minerales metamórficos de lasunidades roca y la distribución de estas en lasseries de facies metamórficas, se indican en laTabla 19.

Los esquistos anfibólicos y cuarzo-sericíticoscontienen paragénesis metamórficas de bajogrado, de la subfacies cuarzo-albita-(epidota)-clorita de la facies esquistos verdes. La pre-sencia de sericita prógrada con albita y cuar-zo y de albita-epidota con ausencia de biotita,indican condiciones en la serie de faciesbarroviana (TURNER, 1981). Los esquistosmicáceos alcanzan la subfacies de clorita-biotita. La presencia de anfíbol y su composi-ción, la de granate almandínico y la composi-ción sódica de la plagioclasa, son característi-cas del metamorfismo barroviano a partir derocas básicas en la subfacies de temperaturamás alta de la facies esquisto verde pasando ala parte inferior de la facies anfibolita, cuan-do la plagioclasa es oligoclasa. El problemapara determinar el grado de metamorfismoes la ausencia en muchos de estos cuerpos bá-sicos, de granate, factor que puede estar con-trolado por la composición química delprotolito, ya que este requiere una relaciónFe/Mg relativamente alta para formarse.

3.3.10.5. Edad.

Aunque en el área de la definición originaldel Grupo Arquía sólo existe una dataciónisotópica de 113 ± 5 m.a.(RESTREPO yTOUSSAINT, 1976), de cuerpos que se consi-deran por sus características metamórficas,tipo de metamorfismo y posición tectono-es-tructural, como parte del complejo Arquía,existen numerosas edades que confirman elCretácico Inferior (MAYA, 1992).

El problema principal en la interpretaciónde estas edades, teniendo en cuenta el mé-todo isotópico empleado, es definir si ellascorresponden a rocas que se formaron du-rante el Mesozoico y sufrieron metamorfis-mo poco después (TOUSSAINT yRESTREPO, 1976, 1988) o si correspondena metamorfitas paleozoicas correlacionablescon el Complejo Cajamarca, afectadastérmicamente en el Cretácico (GONZÁLEZ,1980; McCOURT et al., 1984). La mayoríade los autores que han escrito sobre el me-tamorfismo de alta presión, en la región sep-tentrional de Los Andes, consideran al me-nos su emplazamiento durante el Cretácico(MAYA y GONZÁLEZ, 1995).

3.3.11. Vulcanitas Básicas (Kiv)

Rocas volcánicas básicas, de afinidadoceánica, se encuentran tanto en la Cordi-llera Central como en la Occidental; en estaúltima predominan, relacionadas e interca-ladas con sedimentitas marinas, algunasveces fosilíferas, que ha permitido en algu-nos casos fijar una edad cretácica. Además,localmente y en especial, en el límite entrelas cordilleras aparecen relacionadas conultramafitas y gabros, como parte de pro-bables secuencias ofiolíticas emplazadastectónicamente a lo largo del Sistema deFallas Romeral.

Teniendo en cuenta su posición geográficay tectónica se hace su descripción, conside-rando los siguientes cuerpos de oriente a oc-cidente:

- Vulcanitas de Segovia (Kivs)- Cuerposelongados al este de la Falla Otú y limita-dos, en gran parte por la Falla El Bagre, aloriente de Remedios y Segovia


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- Metabasaltos de San Pablo (Kivsp). Cuer-pos elongados en sentido norte-sur en laparte axial de la Cordillera Central, rela-cionados especialmente con sedimentitas dela Formación San Pablo, en Campamento.

- Complejo Quebradagrande (Kivqg). Lo-calizado en el flanco occidental de la Cor-dillera Central, al occidente de la Falla SanJerónimo y al este de la Falla Silvia-Pijao.

- Formación Barroso (Ksvb). Localizadapreferencialmente en el flanco oriental dela Cordillera Occidental, al oeste del Siste-ma de Fallas Romeral (Falla Cauca-Patía).

3.3.11.1. Vulcanitas de Segovia (Kivs).

Con este nombre se designa el conjunto de ro-cas volcánicas básicas, que constituyen cuer-pos elongados norte-sur, relacionadas consedimentitas marinas localizadas al este de laFalla Otú, entre las fallas Nus y El Bagre(FEININGER et al., 1972) al oriente de Segovia,localidad en el noreste del departamento dedonde se asigna el nombre; se prolongan alnorte hasta la latitud de Zaragoza(GONZALEZ, 1992).

La franja sedimentaria-volcánica se extiendepor 90 km, con un ancho promedio de 6 km yse amplia irregularmente en su extremo nor-te. Las rocas volcánicas son más abundantesen la parte occidental de la franja, que estácontrolada por la Falla Nus.

Las rocas volcánicas están indicadas en elmapa como unidades litológicas independien-tes en aquellas áreas donde predominan so-bre sedimentitas, pero no siempre es posiblehacer la separación y en la unidadsedimentaria aparecen vulcanitas subordina-das. En el extremo norte la relación de las

vulcanitas con rocas dioríticas del Batolito deSegovia no es clara, pero aparentemente lassedimentitas relacionadas descansan en dis-cordancia sobre éstas.

Las rocas varían de macizas a fuertementecizalladas con estructura filítica hacia la FallaNus; el color predominante es verde, en dife-rentes tonalidades, hasta gris oscuro negro, de-bido a la intensa alteración de las constituyen-tes originales y son finogranulares a afaníticas,localmente con pequeñas vesículas rellenadaspor ceolitas y sílice amorfa. Además, son co-munes venas finas de epidota y calcita.

La textura varía de subofítica amicroporfídica, con fenocristales deplagioclasa, por lo general saussuritizada, enmatriz micocristalina compuesta porplagioclasa alterada y clorita-anfíbol segúnclinopiroxeno, del cual sólo ocasionalmente seencuentran cristales frescos. El tipo de altera-ción en la plagioclasa indica que ésta fue ori-ginalmente cálcica. La composición predomi-nante varía entre basáltica y andesítica, aun-que la intensa alteración impide determinarlas características originales.

Ocasionalmente se encuentran nivelespiroclásticos donde predominan tobas de cris-tales de color gris y composición andesítica adacítica. Los niveles piroclásticos apareceninterestratificados con lutitas carbonosas confósiles del Aptiano-Albiano (FEININGER et al.,1972).

Aunque no existen dataciones isotópicas paraestas rocas, su asociación íntima einterestratificación con sedimentitas marinas,fosilíferas, permite asignarles una edad. Laslutitas carbonosas en los ríos Pocuné, Tigüí yEl Bagre y en las quebradas Las Palmas y ElInfierno contienen abundantes restos fósiles,de amonitas asignadas al Cretácico Inferior,


102 INGEOMINAS

Hauteriviano-Aptiano (GONZÁLEZ, 1992);esta edad es la que se asigna a las rocas volcá-nicas relacionadas y localmente intercaladasconcordamente en ellas.

3.3.11.2. Metabasaltos de San Pablo (Kivsp).

Estos metabasaltos cubren un área de 135 km²representados por un cuerpo de formaelongada con dirección norte-sur, que se ex-tiende desde unos 2 km al norte de Guadalupeen el extremo sur hasta Primavera en el norte.Tiene una longitud de 33 km y un ancho máxi-mo de 8 km en la latitud de Campamento. LaFormación San Pablo ocupa la parte centralde la franja de metabasaltos en río del mismonombre que sirve para designar las vulcanitasde esta región.

La mitad occidental del cordón demetabasaltos está intruida por lentes estrechosde metagabro con dirección norte y por undique alargado de granito cataclástico, mien-tras que la relación con el cuerpo deultramafita serpentinizada, es tectónica. Laparte superior del conjunto de metabasaltos yla basal de la Formación San Pablo, están in-tercaladas y son contemporáneas (HALL etal., 1972). La parte sur del cordón está trun-cada por el Batolito Antioqueño.

La mayor parte de las rocas volcánicas son flu-jos macizos, de basaltos submarinos y en me-nor proporción brechas de flujo y tobas, ca-racterizados por su color verde. Las rocas sondensas, macizas, holocristalinasfinogranulares de composición espilítica, peroen parte conservan características de un ba-salto normal. En las brechas y tobas, los frag-mentos son de rocas basálticas cementadas poruna matriz de igual composición. La texturavaría de subofítica a intersertal, finogranular,localmente amigdaloide.

Las rocas típicas están compuestas porplagioclasa y albita-oligoclasa, que en granparte parece ser retrógrada, ya que es comúnencontrar albita como material amorfo asocia-do a epidota finogranular, producto desaussuritización de una plagioclasa cálcica. Elferromagnesiano original, probablementeaugita-pigeonita, aparece reemplazado porhaces y racimos de actinolita, verde pálida. Losaccesorios opacos constituyen hasta un 4% dela roca y corresponden a magnetita fina, dise-minada y esporádicamente pirita y pirrotina.Amígdulas aparecen rellenas por clorita yceolitas algunas veces con núcleos de calcita;prehnita aparece en venas y cavidades.

Estas rocas han sido disturbadas tectó-nicamente, y es difícil diferenciar los efectosde metamorfismo regional en facies prehnita-pumpellyita a esquisto verde, de los efectosdeutéricos o de autometamorfismo. La com-posición mineralógica con feldespato sódico,producto de albitización de la plagioclasa cál-cica original y anfíbol fibroso de uralitizaciónde piroxeno, permite denominar al conjuntode metabasaltos como espilitas con transicióna basaltos normales, basaltos metamórficos ybasaltos espilíticos.

El contacto superior de la Formación SanPablo presenta intercalaciones de flujosbasálticos, lo cual indica que la depositaciónde los sedimentos clásticos y los flujosbasálticos es sincrónica, aunque probable-mente la mayor parte de los flujos basálticosson anteriores a la depositación de la For-mación San Pablo. Ni en los basaltos ni enlos sedimentos se han encontrado fósiles quepermitan una determinación exacta de suedad; Hall et al., (1972) la asigna al CretácicoInferior, con base en similitudes litológicascon el Complejo Quebradagrande y a su re-lación con la Formación La Soledad, con fó-siles del Albiano.


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3.3.11.3. Vulcanitas del ComplejoQuebradagrande (Kivqg).

El Complejo Quebradagrande agrupa rocasvolcánicas y sedimentitas, que afloran comouna franja larga y estrecha, en el flanco oestede la Cordillera Central al occidente de la Fa-lla San Jerónimo y al este de la Falla Silvia-Pijao, hasta el Río Cauca. Este conjunto fuedefinido inicialmente como FormaciónQuebradagrande (BOTERO, 1963;GONZÁLEZ, 1980), pero al considerar suscomplicaciones tectónicas, variacioneslitológicas y estructurales y extensión regio-nal, se prefiere el término litodémico de com-plejo, de tal forma que estudios detallados per-mitan una subdivisión en unidades litoestra-tigráficas formales.

El Complejo, caracterizado por intercalacionesde rocas volcánicas y sedimentarias presenta va-riaciones litoestratigráficas, tanto en la secuen-cia sedimentaria como en la relación de interca-laciones de derrames volcánicos y capaspiroclásticas. Los derrames se prolongan porcentenares de metros, para luego acuñarse. Lanaturaleza de los contactos con las unidades ad-yacentes varía a escala regional, y es general-mente tectónico con las metamorfitas e intrusivosmesozoicos; la unidad es intruida por plutonescenozoicos. Además, las vulcanitas presentanintercalaciones lenticulares, concordantes, dechert negro y sedimentitas marinas con aportevolcanogénico.

La parte volcánica es toleítica (Tabla 20)(GONZÁLEZ, 1980; ÁLVAREZ 1983) y estácompuesta principalmente por espilitas, ba-saltos y diabasas, con cantidades menores deandesitas, brechas de flujo y tobas. Las rocasen general, han sido alteradas en mayor o me-nor grado, desarrollando minerales de las fa-cies prehnita-pumpellyita a esquisto verde,pero como han sido disturbadas

tectónicamente, es difícil separar los efectosmetamórficos de los deutéricos o deautometamorfismo.

Las rocas se caracterizan por el color verdeproducido por la alteración de los máficos ori-ginales a minerales secundarios, factor que im-prime la coloración clásica de estas rocas, co-nocidas en el campo como «rocas verdes». Sonmacizas con una amplia variaciónpetrográfica; existen rocas faneríticasfinogranulares, afaníticas, porfídicas confenocristales de plagioclasa o piroxeno,amigdaloides y piroclásticas. Localmente seencuentran “pillow” lavas, “pillow” brechasy tobas básicas vítreas con amígdalas.

Las rocas espilitizadas están compuestas porplagioclasa sódica, albita-oligoclasa, augita-pigeonita o su equivalente por alteración:actinolita, clorita, epidota, hematita. Por logeneral, tanto la plagioclasa como lospiroxenos muestran evidencias de alteraciónmetamórfica o deutérica y relleno de cavida-des con epidota y calcita. La presencia de nú-cleos irregulares de andesina o labradorita enlos cristales de plagioclasa sódica, indican queel feldespato actual es resultado de albitización(espilitización), de una plagioclasa original-mente más cálcica.

Asociados con las espilitas se encuentranrocas diabásicas y basaltos, donde seconservan tanto las características texturalescomo la composición de la roca original. Lospiroxenos muestran una débil uralitizaciónhacia los bordes, mientras que la plagioclasacálcica está sólo parcialmente saussuritizada.

Cerca a las zonas de falla, se desarrolla en lasvulcanitas una estructura esquistosa por efec-tos dinámicos, y es difícil distinguirlas de losesquistos verdes formados por metamorfismoregional.


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Los análisis químicos disponibles (BOTERO,1963; GONZÁLEZ, 1980; ÁLVAREZ, 1983,1987) (Tabla 20), aunque muestran una am-plia variación en el contenido de algunosóxidos debido probablemente al diferentegrado de alteración que presentan las rocas,indican que el magma original fue toleíticocon diferenciación local hasta andesítico,generado en un rift. Sin embargo, es posibleque estas características químicas indiquenambientes de formación diferentes y esténalgunas relacionadas con secuenciasofiolíticas y otras representando un arco deisla (GONZÁLEZ, 1993a).

3.3.11.3.1. Edad.

Las sedimentitas intercaladas en las vulcanitascontienen fauna que ha sido asignada alAptiano-Albiano (BOTERO y GONZÁLEZ,1983), aunque se han obtenido edades isotópicasdesde el Cretácico temprano hasta el Cretácicotardío, Campaniano-Maastrichtiano; se consi-deran las primeras como la edad magmática,mientas que las más jóvenes indicarían un even-to térmico. El origen del rejuvenecimiento delas edades radiométricas es incierto y podríadeberse a un metamorfismo de muy bajo grado,facies prehnita-pumpellyita, de fondo oceánico

49,34

1,4917,04 1,99 6,82 0,17 7,1911,72 2,73 0,16 0,16 -1,27

- 1,023,434,219,211,9 4,6 2,6 2,9 0,4

TABLA 20. ANÁLISIS QUÍMICOS Y NORMA CIPW DE VULCANITAS DEL COMPLEJOQUEBRADAGRANDE.

SiO2

TiO2

Al2O3

Fe2O3

FeOMnOMgOCaONa2OK2OP2O5

SO3

H2ONORMA CIPWQOrAbAnDiHyOlMt*IlAp

52,14 1,0617,34 3,02 3,33 0,04 5,49 7,43 5,34 1,26 0,08 —- 2,97

- 7,7845,619,4610,14 6,06 1,98 4,41 1,98 0,34

49,36 2,50 13,94 3,03 8,53 0,16 8,44 10,30 2,13 0,38 0,26 - -

1,3 2,318,227,618,123,7-3,44,80,6

49,31 3,1312,67 4,7510,31 0,26 4,69 9,10 3,01 0,56 0,57 0,01 0,68

2,9 3,425,919,818,717,5 - 4,4 6,1 1,4

52,07 0,7317,03 6,29 3,52 0,06 5,63 8,53 0,92 0,06 0,13 - 4,48

20,34 - 7,86 41,42 -14,13 - 9,05 1,37 0,34

* Fe2O3/(FeO + Fe2O3) recalculado a 0,2(1) y (4) BOTERO A. 1963(5) GONZÁLEZ, 1980(7) ÁLVAREZ, 1987

49,76 1,3215,86 3,77 7,77 0,13 5,58 8,88 3,45 0,23 0,01 0,01 2,99

49,05 1,3215,66 3,31 6,00 0,14 7,11 8,37 4,82 0,50 0,10 0,02 2,93

OXIDOS (1) (2) (3) (4) (5) (6) (7)


INGEOMINAS 105

que ha afectado toda la secuencia, producién-dose pérdida constante de argón en los cristalesmás finos, o a un evento dinamo-térmico regio-nal del Cretácico tardío, que afecta todo el occi-dente colombiano (RESTREPO et al., 1991;GONZÁLEZ, 1993a).

3.3.11.4. Volcánico del Barroso (Ksvb).

Nombre asignado al conjunto de rocas volcá-nicas del Grupo Cañasgordas que aflora en laparte septentrional de la Cordillera Occiden-tal al occidente del Río Cauca y en especialsobre el flanco oriental de esta cordillera.Geológicamente estarían limitadas hacia eloriente por la Falla Cauca-Patía; que marca ellímite geológico con las rocas volcánicas bási-cas del Complejo Quebradagrande. Recibe sunombre del Río Barroso, afluente del Río SanJuan, en la región de Salgar (ÁLVAREZ yGONZÁLEZ, 1978).

Esta formación es esencialmente volcánica conintercalaciones leticulares, concordantes, delidita hacia el tope. Las rocas volcánicas pre-sentan una amplia variación textural ycomposicional, y se encuentran desde afanitashasta porfiritas y derrames macizos, que con-tienen variedades de andesitas y basaltos, ca-racterizados por el color verde producido poruralitización, epidotización y cloritización de losmáficos originales; además, hacia el tope sonprominentes rocas piroclásticas, que se asociana lentes de sedimentitas silíceas de color negro.

Las espilitas son de color verde, macizas,finogranulares a afaníticas, con texturapilotaxítica y compuestas por plagioclasasódica, producida por albitización de unaplagioclasa originalmente mas cálcica, de lacual se observan núcleos, y por máficosuralitizados y cloritizados con abundantes ve-nas de epidota. Los basaltos varían en color

de gris oscuro a negros y de afaníticos amicroporfiríticos, ocasionalmente amigdulares;están compuestos por plagioclasa cálcica,clinopiroxeno y abundante magnetita.

El grano fino de la mayoría de las espilitas ybasaltos y la presencia de amígdulas en algu-nas de estas rocas, indican una cristalizaciónde derrames delgados, sucesivos, en ambien-tes submarinos. La presencia localmente delavas almohadilladas y la intercalación deliditas confirman el origen submarino.

Las rocas piroclásticas predominan hacia laparte superior de la secuencia volcánica, conaglomerados que contienen cantos de lidita yde basaltos, de tamaño muy variable y formasangulares a subredondeadas, en una matrizvítrea, parcialmente devitrificada. Localmen-te, se encuentran con los aglomerados, brechasy tobas vítreas a lítico-vítreas.

La composición química predominante de lasrocas basálticas indica un magma toleítico,afín con la evolución en un arco insular, du-rante la cual los efectos metasomáticos o deautometamorfismo modifican la composiciónmineralógica original. Sin embargo, un meta-morfismo de muy bajo grado en un fondooceánico, puede desarrollar una mineralogíasimilar, caracterizada por la presencia deceolitas (laumontita?), en cavidades; prehnita-pumpellyita, desarrolladas a partir deplagioclasa cálcica y prehnita en venas.

Al occidente, sobre las rocas volcánicas se en-cuentran sedimentitas arenosas de la Forma-ción Penderisco. Las arenitas sucias de estaunidad contienen fragmentos de vulcanitas si-milares a las de la Formación Barroso. Al este,el contacto con rocas de la Cordillera Central,en gran parte es fallado, o se encuentra cu-bierto por sedimentitas neógenas de la cuen-ca del Río Cauca.


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3.3.11.4.1. Chert Interestratificado y RocasClásticas finas - (Kslb).

Lentes de chert intraformacional, de color grismedio a negro finamente laminados, así comolimolitas silíceas finogranulares, se encuentraninterestratificadas con los flujos basálticos yrocas piroclásticas hacia el tope de la Forma-ción Barroso. La mayoría de estos cuerpos sondemasiado pequeños para ser representadosa la escala del mapa departamental y por lotanto las intercalaciones sedimentarias sonmucho más abundantes que lo indicado en él.Los lentes tienen un espesor variable entre unospocos metros y 100 m, con capas individualesde espesor entre 5 y 30 cm, separados por ni-veles arcillosos de 1-2 cm y por lo general conintenso plegamiento y fracturamiento, debi-do a su mayor competencia mecánica, siendodifícil determinar el verdadero espesor de loslentes ante la ausencia de niveles guías; el rum-bo predominante del eje de los plegamientoses hacia el norte, con buzamientos entre 30° yvertical.

Las capas de chert contienen formas ovala-das de radiolarios mal conservados; aparecencomo formas claras vítreas dispersas en unamatriz oscura empolvada y manchada pormateria orgánica de color pardo; el eje mayorde las formas ovaladas está orientado parale-lamente a la laminación. Formas elongadas decalcita finogranular podrían corresponder aforaminíferos mal conservados.

El material sedimentario intercalado con losflujos basálticos, en la región de Pinguro-Buriticá y Peque, corresponden a limolitassilíceas de color negro, interestratificadas conbancos delgados, arenosos, con fauna deamonitas (Figura 12, Tabla 21) que han per-mitido, indirectamente, determinar la edadpara las rocas volcánicas. Tanto el chert comolas limolitas no están metamorfoseados y la

textura original de los basaltos se conserva.Los cambios mineralógicos pueden haber sidoocasionados, en gran parte, por accióndeutérica o por un metamorfismo de piso oceá-nico (MIYASHIRO, 1973), en facies ceolita oprehnita-pumpellyita. La microfauna estáembebida en una matriz silíceacriptocristalina; se puede interpretar como acu-mulación de conchas de precipitado silíceopreexistente, posiblemente relacionada con elvolcanismo básico submarino, que suministróla sílice que causó la proliferación deradiolarios en las aguas oceánicas, así comola precipitación de sílice coloidal en el fondodel océano (EHLERS and BLATT, 1982).

3.3.11.4.2. Metamorfismo.

Los basaltos y diabasas de la Formación Ba-rroso están afectados por un metamorfismode bajo grado, no penetrativo, pre-orogénico,del tipo piso oceánico (MIYASHIRO, 1994,AGUIRRE, 1989), que comprende las faciesceolita, prehnita-pumpellyita y posiblemente,esquisto verde. Los minerales metamórficosse encuentran en amígdalas, como inclusio-nes en minerales primarios y ocasionalmenteen venillas.

Las facies ceolita y prehnita - pumpellyita secaracterizan por la presencia de heulandita,laumontita, prehnita, pumpellyita, epidota,clorita, albita y cuarzo en diversas asociacio-nes, que sólo en las rocas que muestran unmayor grado de metamorfismo, facies esquis-to verde, constituyen paragénesis metamórfi-cas. La presencia de anfíbol fibroso, formadoa partir del clinopiroxeno original, asociado aepidota, esfena y hematita, marca el comien-zo de la facies esquisto verde.

Las fases minerales predominantes indicanuna fuerte actividad de Ca+2y Si+4, con una baja


INGEOMINAS 107

presión de CO2, que impide la formación decarbonatos y circulación de fluidos calientesque producen lixiviación a gran escala en lasrocas basálticas. Estos rasgos corresponden acaracterísticas de terrenos afectados por alte-ración hidrotermal, en pisos oceánicos; la pre-sencia de intercalaciones sedimentarias, conabuntante fauna de radiolarios, confirma laexistencia de un ambiente oceánico. La ele-vada fugacidad del oxígeno, evidenciada porla presencia de esfena y hematita en faciesprehnita - pumpellyita, indica que el metamor-fismo tuvo lugar bajo una columna delgadade agua.

3.3.11.4.3. Edad.

Basados en evidencias indirectas, la Forma-ción Barroso ha sido asignada al CretácicoSuperior (ÁLVAREZ y GONZÁLEZ, 1978;RESTREPO y TOUSSAINT, 1976;GONZÁLEZ, 1993c). Esta formación con-tiene bancos intercalados de lidita con for-

mas mal conservadas de radiolarios yforaminíferos, asignados al Campaniano-Maastrichtiano (ÁLVAREZ y GONZÁLEZ,1978), o que han sido correlacionados conlos encontrados al sur, en cercanías a Neira,Caldas (HALL et al., 1972), también delCretácico tardío.

Cuerpos pequeños de gabro relacionados es-pacial y genéticamente con las rocas volcáni-cas en la zona de Altamira, fueron datadosen 92 m.a., Cenomaniano (RESTREPO yTOUSSAINT, 1976), considerando esta mis-ma edad para los flujos basálticos.

Afloramientos pequeños de arenitas turbídicasen las cercanías de Peque (Figura 12) han su-ministrado bivalvos y amonitas, cuya disper-sión bioestratigráfica abarca el lapsoCampaniano-Maastrichtiano (ETAYO, 1989)(Tabla 21). En la misma región limolitas y ca-lizas, delgadamente estratificadas, aparecenintensamente bioperturbadas por Zoophycosy Chondrites.

TABLA 21. LOCALIDADES FOSILÍFERAS CRETÁCICAS Y EDAD.CORDILLERA OCCIDENTAL, DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA

LOCALIDAD FOSILES EDAD FORMACION REFERENCIA

Amonitas

ForaminíferosAmonitasBibalvos-AmonitasBivalvosRadiolariosRadiolariosRadiolariosRadiolariosRadiolariosAmonitasAmonitas

Barremiano-Aptiano.Aptiano-Albiano.Albiano medio.Campaniano-Maastrichtiano.Cretácico.Cretácico Superior.Maastrichtiano-Paleoceno.Cretácico Superior.Coniaciano-Campaniano.Campaniano Maastrichtiano.Albiano.Aptiano Albiano.

BarrosoBarrosoBarrosoBarrosoBarrosoUrraoNutibaraNutibaraNutibaraUrraoUrraoUrrao

REFERENCIAS.(1) Castro y Feininger, 1965(2) Etayo et al., 1980(3) Etayo, F., 1989

BURITICÁBURITICÁBURITICÁ-PINGUROPEQUECONCORDIABOQUERON TOYORIOVERDEURAMITANUTIBARAFRONTINODABEIBADABEIBA

(1)(1)(2)(3)(4)(4)(6)(4)(4)(4)(5)(4)

(4) Ingeominas, informes internos (clasificación F. Etayo, O. Ruíz, H. Duque)(5) Julivert, 1968,( pag. 261)(6) Bourgois et al., 1983


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Autor: Humberto González

Fecha: I / 96


FIGURA 12

Digitalizó:

ESCALA

I N G E O M I N A S

LOCALIDADES FOSILÍFERAS


4 30’o

5 00’o

5 30’o

6 00’o

6 30’o

7 00’o

7 30’o

8 00’o

8 30’o

77 00o 76 00’o 75 30’o 75 00’o 74 30’o 74 00’o

RIO

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CÓRDOBA

CHOCÓ

SANTANDER

BOLÍIVAR

RISARALDA CALDAS

BOYACÁ

MARCARIBE

YarumalAmalfi

Yolombó

Yondó

Sonsón

Valparaiso

PuertoBerrio

PuertoTriunfo

MEDELL ÍN

Vigia delFuerte

Chigorodó

Apartadó

Carepa

Necoclí

San Juande Urabá

San Pedrode Urabá

Mutatá Ituango

Peque

Frontino

Manglar

Urrao

NW

SWSE

NENE

N

10

9

7

8

3

11

4

14

13

18

20

17

16

19

15

12

2

5

CONVENCIONES

1. Dabeiba, Guineales.2. Nutibara3. Concordia4. El Plan5. Peque6. Bur i t icá - Pinguro7. Boquerón de Toyo8. San Jerónimo9. Uramita

10. R. Verde11. Ebej íco12. Q. La Loma ( Santa Barbara)13. Q. Campanas14. Abejorral15. San Luis16. Amalf i17. San Pablo18. Aquitania19. La Cristal ina20. Q. La Arabia 60km.0 30


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Sin embargo, la fauna (Tabla 21) encontradaun poco al oriente, en cercanías a Buriticá (Fi-gura 12) indica una edad más antigua, Albianomedio (ETAYO et al., 1980) o Aptiano (CAS-TRO y FEINIGER, 1965) y la relación intrusivacon el Batolito de Sabanalarga, delCenomaniano, implican que siendo el comple-jo acreccionario de la Cordillera Occidental unconjunto de paquetes o bloques tectónicos li-mitados por fallas, pobremente datados, esnecesaria una revisión de la informaciónmacropaleontológica para las mencionadasdataciones.

3.3.11.5. Volcánico de Uramita (Ksvu).

Unidad de rocas volcánicas localizada en elflanco occidental de la Cordillera Occidental,entre el Río Frontino y Beibaviejo, en especialentre San José de Urama y Uramita, sitio dedonde ha tomado el nombre. En general, estáconstituida por derrames, diques y silosdiabásicos, similares a los que constituyen launidad volcánica de la Formación Barroso yaunque sólo algunas son cartografiables a es-cala regional, se han separado del Barrosopues marcan regionalmente en el noroccidentela separación entre los miembros Urrao yNutibara de la Formación Penderisco.

Las rocas predominantes son diabásicas, decoloración variable entre gris claro y verde os-curo, debido a cambios locales en la composi-ción primaria y especialmente en la intensi-dad de la alteración. La estructura es maciza,localmente de flujo, cuando se asocia a nive-les tobáceos. La textura predominante esofítica a intersertal, con vidrio en proceso depalagonitización localmente con vesículas re-llenas con ceolitas o sílice amorfa.

La mineralogía esencial está constituida porplagioclasa cálcica, por lo general en proceso

de albitización y formación de pequeños nú-cleos de prehnita o saussurita, que indica unacomposición original cálcica. Aparecen dospiroxenos en las siguientes combinaciones:augita-pigeonita predominante y augita-enstatita ocasional; el piroxeno aparece mejorconservado que la plagioclasa pero son comu-nes bordes de uralitización, caracterizados porla presencia de anfíbol fibroso. Algunos silosdiabásicos contienen olivino como mineral ca-racterístico. Como accesorios se encuentranilmenita alterada o leucoxeno, epidota y piri-ta secundaria.

El desarrollo de prehnita- pumpellyita enplagioclasa y la presencia de ceolitas,laumontita (?), en cavidades, indica un meta-morfismo incipiente de fondo oceánico, en fa-cies prehnita-pumpellyita (MIYASHIRO,1994).

Silos de diabasa, calcáreos similares litológicay composicionalmente a los de Uramita, se en-cuentran en los sedimentos calcáreo-lidíticosdel Miembro Nutibara y algunas rocascalcáreas de esta unidad contienen aporte vol-cánico, constituyendo, en algunos casos, tobascalcáreas interestratificadas con el chert.

No se tienen evidencias directas ogeocronológicas que permitan asignar con pre-cisión una edad a esta unidad; sin embargo,por relaciones con respecto a las unidades dela Formación Penderisco y en especial con elMiembro Urrao, se ha considerado como delCretácico Superior, posiblemente posterior alBarroso.

3.3.12. Sedimentitas Cretácicas (Kis)

Rocas sedimentarias del Cretácico se encuen-tran tanto en la Cordillera Central, como enla Occidental. De acuerdo con su posición geo-


110 INGEOMINAS

gráfica o tectónica y edad, para su descrip-ción se definieron las unidades siguientes, deoriente a occidente:

- Sedimentitas al este de Segovia y al orientede la Falla Otú

- Sedimentitas de Amalfi - cerca a la pobla-ción de Amalfi

- Sedimentitas de San Luis - localizadas alsur de San Luis, en especial en el RíoSamaná norte y algunos de sus afluentes

- Formación San Pablo - localizada a lo lar-go del cañón del Río San Pablo, al este deYarumal, sobre la zona axial de la Cordi-llera Central

- Formación La Soledad - localizada al no-reste de Campamento

- Formación Abejorral - unidad localizadacerca a Abejorral, al este de la Falla SanJerónimo

- Complejo Quebradagrande - unidadsedimentaria localizada en el flanco occi-dental de la Cordillera Central, entre lasfallas de San Jerónimo y Silvia-Pijao

- Grupo Cañasgordas - FormaciónPenderisco - localizada espacialmente en elflanco occidental de la Cordillera Occiden-tal.

Algunas de estas unidades litológicas sonesencialmente sedimentarias, pero otrasmuestran relación espacial íntima con ro-cas volcánicas básicas, de ambiente oceáni-co, tanto en la Cordillera Occidental, comoa lo largo de sistemas tectónicos en la Cor-dillera Central.

3.3.12.1. Sedimentitas al Este de Segovia(Kiss).

Nombre informal para describir las sedimentitasrelacionadas con rocas volcánicas básicas, loca-lizadas al este de la Falla Otú y de la poblaciónde Segovia, de donde toma el nombre. Fuerondescritas por Feininger et al., (1972) conjunta-mente con otras sedimentitas del Cretácico, perono existe una columna estratigráfica ni levanta-mientos detallados de la secuencia. Se extiendehacia el norte en la plancha de Liberia(GONZÁLEZ, 1992).

Litológicamente predomina una lutitacarbonosa de color negro, que al meteorizarsetoma un color grisáceo, estratificada conlimolitas, areniscas, conglomeradosintraformacionales con fragmentos de lutitanegra, cantos de conglomerado cuarzoso,lodolitas y rocas volcánicas básicas, de color grisverdoso. Unos pocos lentes de calizafinogranular de color gris, ocurreninterestratificados con la lutita cerca a la FallaOtú. Estos lentes son delgados y apenas alcan-zan un espesor de pocas decenas de metros.

La lutita está intensamente plegada, fracturaday cizallada; la estratificación es vertical asubvertical y los planos de estratificación estánmicroplegados o estriados y presentan un brillofilítico débil. El cizallamiento ha producido su-perficies de abrasión de color negro brillante, sinuna dirección definida. La secuenciasedimentaria muestra en general, una buenaestratificación y pequeñas estructuras de arras-tre que interrumpen los planos de estratificaciónen las arenitas interestratificadas con la lutita.

La relación, probablemente de inconformidad,con las metamorfitas no es clara, pues la ma-yoría de las lutitas están finamente laminadasy cuando presentan brillo filítico son difícilesde distinguir de los esquistos cuarzo sericíticos


INGEOMINAS 111

o de cuarcitas finogranulares, laminadas. Larelación con las rocas volcánicas es concordan-te (FEININGER et al., 1972).

Las localidades fosilíferas (Figura 12) de estaunidad contienen restos, por lo general malpreservados y deformados en la lutita. Losfragmentos de plantas, amonitas, pelecípodosy gasterópodos (Tabla 22) han sido asignadosal Cretácico Inferior, con predominio de for-mas del Aptiano superior al Albiano inferior(FEININGER et al., 1972).

3.3.12.2. Sedimentitas de Amalfi (Kisam).

Nombre informal utilizado para agrupar ydescribir las rocas sedimentarias localizadasal este de Amalfi, de donde reciben el nom-bre. Esta secuencia constituye una franja alar-gada, norte-sur, de 7 km de largo y un anchomáximo inferior a 800 m; cuerpos de algunoscentenares de metros de espesor aparecen alsur y sureste de Amalfi en contacto con elBatolito Antioqueño (FEININGER et al., 1972).

REFERENCIAS.(1) BÜRGL Y RADELLI,(1962).(2) GONZÁLEZ,(1980).(3) BOTERO Y GONZÁLEZ, (1983).(4) BOTERO, (1963)(5) GROSSE (1926)(6) FEININGER et al., 1972)(7) MINATONE, INFORMES INTERNOS(8) HALL et al., 1972(9) INFORMES INTERNOS INGEOMINAS (Clasicicación de F. Etayo, G. Botero)

TABLA 22. LOCALIDADES FOSILÍFERAS CRETÁCICAS Y EDAD. CORDILLERA CENTRAL,DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA

LOCALIDAD FOSILES EDAD UNIDAD REFERENCIA

ABEJORRALEL ORO-ABEJORRALPANTANILLOCAÑO LA HONDALOMA HERMOSAEBÉJICOQUEBRADA CAMPANAS

QUEBRADA LA LOMAQUEBRADA EL INFIERNOQUEBRADA CORRALESQUEBRADA SALADOALTO EL ESPAÑOLRIO SAMANÁRIO CLAROCAÑADA HONDARIO SAMANÁ

AmonitasAmonitasAmonitas-PlantasAlgas, EquinoidesBivalvos-AmonitasLamelibranquios-GastrópodosGastrópodos-AmonitasLamelibranquiosGastrópodosAmonitasGastrópodosAmonitasAmonitas-GastrópodosAmonitasPelecípodosPelecípodo-AmonitasAmonitas

Aptiano-AlbianoAptiano MedioAptianoCretácico SuperiorBarremianoAptianoAptiano-Albiano

AlbianoAptiano SuperiorAlbiano InferiorCretácico InferiorHauteriviano-AlbianoAptiano-AlbianoCretácico InferiorAlbiano InferiorHauteriviano

AbejorralAbejorralAbejorralQuebradagrandeQuebradagrandeQuebradagrandeQuebradagrande

QuebradagrandeSedimentitas SegoviaSedimentitas SegoviaSedimentitas SegoviaSedimentitas AmalfiSedimentitas Sal LuisSedimentitas San LuisSedimentitas La SoledadSedimentitas San Luis

(1), (2), (3)

(9)(9)(4)(5)(5)(3)

(9)(6)(6)(6)(6)(6) (7)(6) (7)(8)(7)


112 INGEOMINAS

La roca predominante al este de Amalfi corres-ponde a una lutita carbonosa, por lo general in-tensamente fracturada, plegada y cizallada, enbancos delgados a medios, en los cuales seinterestratifican conglomerados cuarzosos ylodolitas. La estratificación es vertical asubvertical con planos de estratificaciónmicroplegados o estriados, con el desarrollo deun brillo filítico débil, donde el cizallamiento haproducido superficies de abrasión, de color ne-gro, sin una dirección definida.

Los cuerpos al sur de Amalfi están constituídospor conglomerados y areniscas silíceasinterestratificados en estratos de espesor va-riable, entre menos de un metro hasta cercade 100 m con intercalaciones ocasionales delutitas. Los conglomerados están formados porcantos esféricos de cuarzo lechoso, en unamatiz cuarzo-arenosa. Es una roca especial-mente resistente y forma saltos en algunas que-bradas y la cima de algunos cerros.

La inconformidad con las rocas metamórficasde la Cordillera Central está expuesta sobre elcamino al Alto El Español al noreste de Amalfi.En este lugar un estrato de 80 cm de espesorde conglomerado oligomíctico cuarzoso,subyace concordantemente lutitas carbonosasy suprayace en una discordancia de 90° a unesquisto sericítico con andalucita.

El tectonismo posterior a la depositación de lalutita verticaliza su estratificación original,mientras que la foliación en el esquisto es casihorizontal ( FEININGER et al., 1972).

Los fósiles encontrados en el Alto El Español(Figura 12) indican una edad Hauteriviano-Albiano Inferior (FEININGER, et al., 1972), locual permite establecer que al menos en estaparte de la cordillera, los eventos metamórficosregionales son anteriores al Cretácicotemprano.

3.3.12.3. Sedimentitas de San Luis (Kissl)

Nombre informal para designar la secuenciasedimentaria que aflora al sur de San Luis yque en gran parte es cortada por los ríos Cal-dera y Samaná norte, limitada al este por laFalla Aquitania que la pone en contacto falla-do con el Neis de Samaná. Al occidente y surestá en contacto fallado con rocas metamórfi-cas de la Cordillera Central, a través de fallasno nominadas y al norte es intruida por elBatolito Antioqueño, con desarrollo de aureo-la de contacto bien definida. No existen levan-tamientos detallados ni columnas estratigrá-ficas que permitan definir la posición o rela-ción entre las diferentes unidades litológicas yel espesor total.

Conglomerados y areniscas silíceas,interestratificados en bancos de espesor varia-ble, de menos de un metro hasta cerca de 100m ocurren esporádicamente al sur de San Luisy en el Cerro Castellón, 2,5 km al suroeste deSan Luis. La mayor parte de los conglomera-dos son oligomícticos, cuarzosos con cantosde cuarzo lechoso en una matriz cuarzo are-nosa intensamente silicificada. Ocasional-mente los conglomerados están compuestosparcial o totalmente por cantos de chert, ro-cas volcánicas finogranulares y rara vez ro-cas ígneas y metamórficas.

Litológicamente predominan lutitas y limolitasde color negro a gris oscuras, ricas en materiacarbonosa y pirita, interestratificadas en ban-cos medios a gruesos con limolitas arenosas,areniscas y conglomeradosintraformacionales, con fragmentos predomi-nantes de lutita negra.

Las lutitas presentan buena estratificación ver-tical a subvertical, con pliegues menores y pe-queñas estructuras de arrastre, que interrum-pen los planos de estratificación en los niveles


INGEOMINAS 113

arenosos, interestratificados con las lutitas. Enlas zonas más ricas en materia carbonosa, elcizallamiento produce superficies de abrasiónde color negro brillante, sin dirección definida yuna laminación fina, por lo cual es difícil distin-guirlas de las metamorfitas de bajo grado.

La inconformidad entre las sedimentitas deSan Luis y las rocas metamórficas de la Cor-dillera Central no es clara en la región ya queen parte los contactos son tectónicos, pero esclaro que el Batolito Antioqueño las intruye,formando una aureola de contacto caracteri-zada por la presencia de cornubianitas maci-zas, endurecidas en facies albita-epidota, hastahornblenda cornubianita.

La fauna de amonitas y pelecípodos (Tabla 22)encontrada entre los ríos Samaná norte y Cla-ro (Figura 12), indica una edad Albiano me-dio (FEININGER et al., 1972) correlacionablecon la encontrada en la Formación Abejorral,o con la del horizonte fosilífero de Berlín(BÜRGL y RADELLI, 1962; BOTERO yGONZALEZ, 1983).

3.3.12.4. Formación San Pablo (Kisp).

Al este de Yarumal, a lo largo del Valle delRío San Pablo, se encuentra una franja alar-gada de sedimentitas denominada FormaciónSan Pablo (HALL et al., 1972), con un anchovariable, entre 500 y 2.000 m y una longitudde 30 km. Está limitada en su extremo sur y aambos lados, por rocas volcánicas básicas deambiente oceánico y al norte por los esquistosverdes del Grupo Valdivia. El espesorestratigráfico es aproximadamente de 1.000 my disminuye en su extremo norte a 70 m. LaFormación San Pablo contiene dos facies:

- Areniscas cuarzosas, de grano fino a mediocon limolitas y lutitas intercaladas

- Conglomerados oligomícticos y polimícticos,interestratificados con areniscas cuarzosas

La facies clástica fina constituye la mayor partede la formación. Las areniscas cuarzosas sonde grano medio a fino, en bancos medios decolor gris oscuro, mientras que los estratospelíticos varían de finamente estratificados amacizos, con desarrollo de lustre sedoso y acu-mulación de materia carbonosa a lo largo delos planos de estratificación. Las capaspelíticas difieren poco de las arenáceas, excep-to en el tamaño del grano y mayor contenidode materia carbonosa. Localmente, hacia elextremo sur, se encuentran en la secuenciaareno-pelítica, estratos calcáreos o margosos.

La facies conglomerática está constituida porcapas de areniscas cuarzosas de grano gruesoy de conglomerados, separados por delgadasintercalaciones de limolitas y lutitas. Los con-glomerados oligomícticos están compuestospor guijarros y cantos redondeados a subre-dondeados de cuarzo lechoso en una matrizde arenisca cuarzosa, de grano grueso. Losbancos de conglomerado polimíctico son másabundantes y están compuestos por güijarrosy cantos y ocasionales bloques, angulares abien redondeados, de metamorfitas, gabros yrocas volcánicas básicas, en matriz arenosasucia de grano grueso.

Los estratos de la facies arenosa cerca aGuadalupe, están en contacto intrusivo conla tonalita del Batolito Antioqueño delCretácico Superior, y fueron transformados acornubianitas, en facies hornblendacornubianita a albita-epidota. En el extremonorte, el contacto con esquistos verdes del Gru-po Valdivia es concordante. El contacto conrocas volcánicas básicas es gradacional, conflujos de basalto intercalados con capas sedi-mentarias. La base de uno de estos flujos con-tiene una brecha de flujo, formada por inclu-


114 INGEOMINAS

siones de rocas sedimentarias en una matrizbasáltica.

La composición, características estructuralesy la estratificación rítmica sugieren una facies«flysch» en un ambiente deposicionalgeosinclinal, donde el material grueso, conglo-merados arenosos, representan detritos forma-dos durante períodos de erosión intensa contransporte rápido por cortas distancias y de-positados en cuencas costeras.

No se han encontrado fósiles, pero por rela-ciones intrusivas es más antigua que el BatolitoAntioqueño, del Cretácico Superior(FEININGER and BOTERO, 1982); la interca-lación con rocas volcánicas básicas sugiere si-multaneidad y aunque éstas no han sidodatadas, la mayoría de autores, por relacio-nes estratigráficas y evidencias paleontológicaso cronoestratigráficas, coinciden en asignar-las al Cretácico Inferior (HALL et al., 1972;RESTREPO et al., 1991).

3.3.12.5. Formación La Soledad (Kils).

Esta formación comprende una franja an-gosta de dirección norte localizada unos 7km al norte de la mina La Bramadora y re-cibe su nombre de la Quebrada La Soledad,12 km al noreste de Campamento, donde seencuentran los mejores afloramientos(HALL et al., 1972). El ancho de la franjavaría entre 800 y 1.800 m y se extiende por30 km. Las variaciones litológicas y su con-tinuidad permiten establecer tres facies:arenitas, lutitas y conglomerados.

La facies de arenita, constituye la base de lasecuencia y forma una franja de 500 m de an-cho, en el borde oriental de la formación. Laestratificación varía de delgada a maciza, eltamaño del grano de fino a grueso y el color

predominante es gris medio. Los fragmentosson angulares de cuarzo y escasa plagioclasa,dispersos en una matriz arcillosa, con abun-dante materia carbonosa. Localmente se en-cuentran interestratificados bancos delgadosde arcillolitas, lutitas y porcelanitas, con es-tratificación fina.

La facies pelítica está constituida por lutitas yarcillolitas de color gris oscuro, rocas que porsu estructura laminar presentan, por lo gene-ral, microplegamientos. Localmente aparecenestratos de brechas, que podrían representardepósitos de corrientes de turbidez (BOUMA,1962).

La facies conglomerática forma lentes en la fa-cies pelítica. Los estratos son oligomícticos de1-2 m de espesor, compuestos por cantossubangulares a subredondeados de cuarzo le-choso, en una matriz arenosa de cuarzo conclorita y sericita intersticiales. Bancos de con-glomerados polimícticos son más escasos ycontienen fragmentos de metamorfitas en unamatríz arenosa sucia de grano grueso.

La facies conglomerática en Cañada Hon-da (Figura 12) contiene fósiles asignados alAlbiano inferior (Tabla 22) (HALL et al.,1972). Los fósiles hallados en secuencias se-dimentarias litológicamente similares loca-lizadas en otras partes del departamento,se pueden correlacionar con esta formaciónasignada al Cretácico Inferior, posiblemen-te entre el Hauteriviano y el Turoniano in-ferior. Se diferencia de la Formación SanPablo, localizada geográficamente muypróxima, ya que esta contiene intercalacio-nes de flujos basálticos, mientras que los se-dimentos de La Soledad, parece que fuerondepositados después de las rocas basálticasy posteriormente puestas en contacto falla-do con estas (ALVAREZ et al., 1970 corteB-B’).


INGEOMINAS 115

3.3.12.6. Formación Abejorral (Kisa).

Bürgl y Radelli (1962) dieron este nombre alconjunto de rocas sedimentarias clásticas queafloran al oeste de Abejorral y que estudiosposteriores indican que se extiende hacia el surcomo una franja continua, hasta la poblaciónde San Félix en Caldas, donde desaparece bajouna gruesa cubierta de cenizas volcánicas re-cientes (GONZÁLEZ, 1980, 1993a).

Al occidente de Abejorral es clara una discor-dancia angular entre las metamorfitas delComplejo Cajamarca y las sedimentitas de estaformación; sin embargo, en el resto del áreaesta discordancia no es clara y sobre lassedimentitas bien laminadas se ha desarrolla-do por cizalladura, un brillo filítico en los pla-nos de estratificación, y son difíciles de sepa-rar de las metamorfitas.

La Formación Abejorral estuvo sometida a dis-tintos períodos de deformación tectónica, pos-teriores a la sedimentación (TOUSSAINT yRESTREPO 1974a, KAMMER, 1990). Las ro-cas pelíticas se encuentran intensamente plega-das, fracturadas y cizalladas; la estratificaciónes vertical a subvertical, con abundantes plie-gues menores y de arrastre, con planos de estra-tificación microplegados o estriados desarrollán-dose en ellos un brillo sedoso similar al produci-do por metamorfismo dinamotérmico regionalde bajo grado, en pizarras y filitas.

La sección de referencia (Figura 13) presentaen la parte basal, en discordancia angular so-bre metamorfitas esquistosas, un conglomera-do oligomíctico cuarzoso, compuesto por frag-mentos redondeados de cuarzo lechosocementados en una matriz de cuarzomicrocristalino intercrecido con los cantos, yde materia orgánica y pirita que le dan uncolor grisáceo a ésta; ocasionalmente se obser-vó fragmentos de esquistos micáceos. Encima

del conglomerado se encuentra una seriegranodecreciente de areniscas, de grano me-dio a fino, mal seleccionadas y de color grisclaro a crema. Sobre las areniscas, y localmen-te sobre el conglomerado aparece una secuen-cia gruesa de arcillolitas y lutitas, con delga-das intercalaciones de areniscas.

Esta secuencia, esencialmente pelítica, presen-ta una amplia variación en cuanto a color ycomposición se refiere; está bien estratificada,con laminación fina y desarrollo de sericita enun proceso de diagénesis avanzada. Por logeneral, los fósiles que caracterizan esta for-mación se han encontrado en los niveles arci-llosos, e indican un ambiente de plataformacontinental poco profunda, contigua a unazona de playa por debajo del nivel de oleaje,donde se habrían depositado los sedimentosrudáceos de la base.

Encima de las capas arcillosas se encuentraun arenisca conglomerática, con fragmentosde cuarzo y liditas negras bien seleccionadas,que ha sido interpretada como la base de unadiscordancia erosiva, la cual marcaría el lími-te entre el Aptiano superior y el Albiano infe-rior (TOUSSAINT y RESTREPO, 1974a;JARAMILLO y RAMÍREZ, 1968). Sobre la are-nisca se encuentra una secuencia cíclica delidita-arcillolita, donde capas de 10-20 cm deespesor se intercalan y alternan con capas dearcillolita de varios metros de espesor. Haciael tope predominan arcillolitas plegadas, decolor gris a crema, localmente con fósiles delAlbiano medio (GONZALEZ, 1980). El espe-sor total en la sección de referencia de Caña-da Honda, cerca al Cerro San Vicente, es de1.700 m (GONZÁLEZ, 1980), y un poco ma-yor al sur en la región de San Félix(RODRÍGUEZ Y ROJAS, 1985), aunque efec-tos tectónicos han segmentado la formación,impidiendo determinar su continuidad y es-pesor real.


116 INGEOMINAS

Autor:

Fecha: II / 96

Luz Rosario Audiverth H.Gonzalez, 1.980

FIGURA 13

Digitalizó:

ESCALA

I N G E O M I N A SSECCIÓN DE REFERENCIA DE LA

Fm. ABEJORRAL EN LA Q. HONDA

40m0 20

60 m

220 m

175 m

100 m

270 m

35 m

120 m

40 m

45 m

90 m

80 m

30 m

90 m

40 m

40 m

80 m

50 m

40 m

Lutitas negras replegadas.

Arcillolitas negras replegadas con bancos delgados de lidita.

Arcillolita gris finamente laminada con capas de arenisca de grano fino.

Cubierto

Capas de lidita interestratificadas en arcillolitas replegadas grises.

Arcillolita gris con capas de arenisca de grano fino. El color varía de gris a crema.

Capas de lidita replegadas y fracturadas.

Arenisca de grano fino, color gris.

Arcillolitas y lutitas negras con capas replegadas de lidita de 5.10 cm de espesor

Cubierto.

Arenisca de grano grueso con fragmentos de lidita.

Lutita negra replegada.

Arenisca conglomerática con cantos redondeados de cuarzo y lidita negra y matriz Silícea.

Discordancia (?).

Arcillolitas y lutitas a oscuras replegadas con lentes de arenisca de grano grueso.

Arenisca gris cuarzosa de grano fino.

Arcillolitas grises a crema algo replegadas, con intercalaciones de arenisca de grano fino en lentes irregulares.

Cubierto.

Arcillolitas crema finamente laminadas.

Arcillolitas grises con capas de arenisca fina intercaladas.

Arcillolitas grises a crema finamente laminadas.

Arenisca de grano medio a fino, con capas arcillosas intercaladas.

Conglomerado oligomíctico cuarzoso. Fragmentos subredondeados aplanados.Discordancia.Granodiorita del Stock del Buey.

Talud


INGEOMINAS 117

Sin embargo, es claro que la formación es decarácter transgresivo y por lo tanto su espe-sor varía de una localidad a otra.

La fauna encontrada en la región de Abejorral(Figura 12, Tabla 22) indica un período dedepositación entre el Aptiano superior y elAlbiano medio, estos dos pisos separados poruna discordancia erosiva, en una plataformacontinental de ambiente somero y localmentebajo condiciones euxínicas. La presencia derestos de plantas indica la existencia de islas,con vegetación en la plataforma continental.En la región de San Félix se han reportadofósiles, que indican, probablemente, que la se-dimentación que dio origen a esta formación,se inició en la base del Cretácico(GONZÁLEZ, 1993a).

La similitud del ambiente de depositación yla fauna encontrada en las otras rocascretácicas descritas en el departamento(GROSSE, 1926; BÜRGL y RADELLI, 1962;FEININGER et al., 1972; HALL et al., 1972;BOTERO et al., 1974; GONZÁLEZ, 1980;BOTERO y GONZÁLEZ, 1983), sugieren quela transgresión del Cretácico Inferior cubriógran parte de la actual Cordillera Central, ensu parte central-norte y depositó sedimentosen una plataforma continental extensa bajocondiciones neríticas. El problema fundamen-tal ahora, es determinar la posición de lapaleocordillera en ese momento y la direccióny procedencia del mar que transgrede.

3.3.12.7. Sedimentitas del ComplejoQuebradagrande (Kisqg).

Originalmente, Botero (1963) utilizó el nom-bre de Formación Quebradagrande para agru-par el conjunto de «Rocas Verdes» ysedimentitas intercaladas en la base del con-junto volcánico que aflora al sur del Valle de

Aburrá, entre La Estrella y San Antonio dePrado, tomando como sección tipo la Quebra-da Grande, Municipio de La Estrella, afluen-te del Río Medellín en la zona del Ancón sur.Sin embargo, teniendo en cuenta que traba-jos posteriores han mostrado su continuidadgeográfica hacia el sur, sobre el flanco occi-dental de la Cordillera Central y su compleji-dad tectono-estratigráfica con contactos falla-dos con las unidades adyacentes, se ha prefe-rido considerar el conjunto como una unidadde rango estratigráfico mayor, y así es másfácil de reconocer y cartografiar en toda suextensión: esto permitirá una subdivisión, enunidades litoestratigráficas formales, a medi-da que se tengan levantamientos más detalla-dos (GONZÁLEZ, 1993a; MAYA yGONZÁLEZ, 1995).

La secuencia sedimentaria puede variar en suscaracterísticas litológicas de un lugar a otro,pero en conjunto puede considerarse consti-tuida por sedimentitas epiclásticas con estra-tificación fina, color gris a gris verdoso y ne-gro, según el contenido de materia orgánica.Predominan lutitas carbonosas arcillosas, concantidades menores de grauvacas, areniscasfeldespáticas, limolitas, liditas y localmentebancos de calizas negras, con venas y lentesde cuarzo lechoso paralelas a la estratifica-ción o a planos de cizalladura, cuando estánrelacionados con zonas de falla donde, ade-más son notorios plegamientos y planos dearrastre, que interrumpen o modifican las es-tructuras sedimentarias, con el desarrollo deun clivaje pizarroso y de fractura paralelo ala estratificación original; en los conglomera-dos los cantos son elipsoidales y aplastados, ydefinen una lineación elongada.

Las lutitas son ricas en materia orgánica y elcizallamiento ha producido superficies deabrasión de color negro brillante, sin una di-rección definida. En las grauvacas y arenis-


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cas feldespáticas los fragmentos son, en sumayor parte, de rocas volcánicas basálticas yde plagioclasa tabular con algunos de liditasy limolitas silíceas, y escasos los de cuarzo; lascaracterísticas de estas rocas indican que sonuna mezcla de material proveniente de cade-nas volcánicas y de zonas tectónicas sedimen-tarias con características turbidíticas. Local-mente se encuentran capas delgadas, de 10 a30 cm de espesor, de calizas clásticas de colornegro, con abundante pirita, en las cuales sehan encontrado restos de fósiles (BOTERO,1963).

Capas de chert, de unos pocos centímetros deespesor, se encuentran intercaladasconcordantemente con las rocas volcánicas ymuestran regionalmente una relación espacialcon éstas, e indican probablemente un origenrelacionado con la actividad volcánica sub-marina. Estas capas, por su mayor compe-tencia, muestran un intenso plegamiento yfracturamiento y es difícil determinar su es-pesor real y las relaciones originales con lasunidades adyacentes.

Algunas de las secuencias sedimentarias in-tercaladas concordantemente con lasvulcanitas, contienen fósiles relativamentebien conservados (Tabla 12) (GROSSE, 1926;BOTERO, 1963; BOTERO et al., 1974;GONZÁLEZ, 1980; BOTERO y GONZÁLEZ,1983), que permiten definir la época dedepositación y de una manera indirecta, de-terminar la edad de las rocas volcánicas enlas cuales están intercalados.

Aunque no existe una investigación paleon-tológica detallada, ni en la mayoría de los ca-sos se conoce la posición exacta de los fósilesen la columna o secuencia sedimentaria, lasedades obtenidas varían desde el Cretácicotemprano (GROSSE, 1926) hasta el Cretácicotardío (HALL et al., 1972, BOTERO, 1963,

RADELLI, 1967), lo cual podría indicar dife-rentes períodos extrusivos separados entre sípor períodos de inactividad volcánica, duran-te los cuales se depositan los sedimentos. Entérminos generales la fauna mejor conserva-da y característica corresponde al Aptiano-Albiano, edad que se acepta como generalpara el Complejo Quebradagrande.

3.3.12.8. Grupo Cañasgordas-FormaciónPenderisco (Ksu, Ksn).

Las rocas sedimentarias del GrupoCañasgordas, en el sentido original de Alvarez(1971b), constituyen la Formación Penderisco,que aflora hacia la parte axial y flanco occi-dental de la Cordillera Occidental,prolongándose hacia el sur hasta los departa-mentos de Chocó, Risaralda y Valle(INGEOMINAS, 1988).

Las variaciones litológicas permiten dividiresta formación en dos unidades: sedimentitasde características turbidíticas donde predomi-nan areniscas y arcillolitas (Miembro Urrao)y sedimentitas biogénicas o químicas finas for-madas por liditas y calizas micríticas negras(Miembro Nutibara). El contacto entre estosmiembros no es neto en muchos lugares y enalgunos casos puede observarse un cambiotransicional del uno al otro (ÁLVAREZ YGONZÁLEZ, 1978).

3.3.12.8.1. Miembro Urrao (Ksu).

Esta unidad consta de una secuencia de másde 3.000 m de espesor de sedimentitas tipoflysch, plegadas y falladas, que se pueden in-terpretar en términos de facies de turbiditasproximales, pero hacia el tope, cuando apare-cen intercalados o transicionales a las secuen-cias de lidita y calizas, corresponderían a


INGEOMINAS 119

turbiditas distales. Al este reposa sobre rocasvolcánicas básicas de la Formación Barroso yal oeste es suprayacida en contacto neto atransicional por el Miembro Nutibara, aunquelocalmente puede presentar contactos falladoscon las unidades adyacentes.

Litológicamente hacia el este predominanlimolitas, arcillolitas con bancos intercaladosde grauvacas y localmente bancos potentes deconglomerado, mientras que hacia el oestebancos de grauvaca con intercalaciones del-gadas de limolitas y arcillolitas negras. Lo-calmente aparecen, hacia la parte superior,bancos de chert negro.

Los conglomerados por su posición en la sec-ción se consideran de dos tipos: uno basal porestar cerca a la secuencia volcánica y otrointraformacional, interestratificado con losotros tipos de rocas que constituyen el miem-bro. En el primero predominan fragmentosde rocas volcánicas de composición basálticay de piroclastitas, algunos con cantidadesmenores de chert, mientras que en el segun-do predominan los de sedimentitas y su ta-maño es menor.

Grauvacas constituyen un 70% de la litologíade este miembro. Se encuentran en bancos deespesor variable entre 5 cm y más de 2 m;con intercalaciones delgadas de limolitas y ar-cillolitas. Son rocas macizas a finamente es-tratificadas, de grano fino hasta medio, local-mente conglomeráticas y color gris en diferen-tes tonalidades. Los fragmentos sonsubangulares a subredondeados, bien selec-cionados y son, en orden de abundancia, derocas basálticas, sedimentitas silíceas,plagioclasa, cuarzo y láminas detríticas demica en proporciones variables y pueden fal-tar algunos de ellos. La matriz es sílico-arci-llosa, de color pardusco. En algunos fragmen-tos de rocas volcánicas básicas y de plagioclasa

se observa la formación de cristales finos yagregados de pumpellyita y prehnita que in-dicarían un metamorfismo incipiente de fon-do oceánico, en el sentido de Miyashiro (1973).

Las limolitas se encuentran en bancos de espe-sor variable, 0,05 a 1 m, intercalados en la se-cuencia de grauvacas. Son rocas macizas a fi-namente estratificadas, de color gris oscuro anegro, con alto contenido de materia orgánica.

Las arcillolitas se encuentran interestratifi-cadas con bancos de grauvaca y limolitas,en bancos gruesos a muy gruesos. Son ro-cas físiles, con laminación fina, de color grisverdoso o pardo oscuro, toman este color alsufrir alteración por acumulación dehidróxidos de hierro en los planos de estra-tificación. Localmente se observa formaciónde sericita muy fina, por procesos dediagénesis avanzada, en zonas de efectos di-námicos intensos. Las característicasmineralógicas de las rocas predominantes enesta secuencia corresponden a turbiditas degrano fino y grueso, de origen terrígeno, quehacia el oeste se interdigitan consedimentitas pelágicas del MiembroNutibara. El ambiente de sedimentación esmarino, probablemente transicional entre eltalud continental y llanuras abisales (HO-YOS et al., 1990).

3.3.12.8.2. Miembro Nutibara (Ksn).

Este miembro aparece en el flanco occidentalde la Cordillera Occidental, como una franjaalargada norte-sur, con una amplitud máxi-ma de 7 km, separado del Miembro Urrao porsilos de rocas diabásicas (Volcánico deUramita), aunque localmente puede reposarconcordantemente sobre éste o aparecer encontacto transicional, marcado por un au-mento gradual en los niveles de chert.


120 INGEOMINAS

Básicamente este miembro está constituido porchert y calizas, en bancos delgados a mediosinterestratificados con niveles esporádicos delimolitas silíceas, arcillolitas y silos de rocasdiabásicas y grauvacas, en bancos de pocoscentímetros de espesor. Hacia el tope apare-ce interestratificado con turbiditas finas.

Las calizas son pelágicas y el chert contienefauna planctónica. Afloran en bancos fina-mente estratificados, de espesor variable en-tre 2 y 30 cm, separados entre sí por delgadosniveles arcillosos, intensamente fracturados yreplegados, con numerosas venillas irregula-res blancas con calcita y a veces pirita finadiseminada. La coloración se debe a materiacarbonosa finamente diseminada y a la pre-sencia de agregados criptocristalinos acriptohialinos de sílice amorfa que impide latransmisión de la luz. La calcita reemplaza ala sílice en algunas muestras y rellenamicrofracturas, dando origen a liditascalcáreas.

Las liditas están asociadas a calizaslitográficas; en algunas zonas los estratoscalcáreos presentan núcleos lenticulares dechert negro y a su vez éstos contienen núcleoscalcáreos. Según Pettijohn (1975), la asocia-ción caliza - chert es un producto de precipi-tación química en aguas relativamente pro-fundas en “cuencas geosinclinales”.

Calizas litográficas constituyen un 40% deeste miembro; hacia la base están interestrati-ficadas en bancos de lidita, mientras que ha-cia el tope, predominan calizas con delgadasintercalaciones de lutitas, limolitas, liditas ygrauvacas.

El espesor de las capas varía entre 10 y 30 cm yllegan a formar bancos de más de 30 m de espe-sor sin estratificaciones. Son rocas macizas ydensas, de color gris claro a oscuro, donde las

capas más oscuras deben su coloración a la acu-mulación de materia carbonosa y las más clarascontienen fragmentos de cuarzo cementados porel carbonato. Estas características indican quelas calizas son de origen pelágico y contienenfósiles irreconocibles debido a su reemplazo to-tal o parcial por calcita.

3.3.12.8.3. Edad - Correlaciones.

Los fósiles encontrados en los sedimentos dela Formación Penderisco aunque no exacta-mente determinados debido a su grado de con-servación, parecen indicar el Cretácico tardío.El Miembro Nutibara en la región de Río Ver-de contiene microfauna del Cretácico tardíohasta el Paleoceno (BOURGOIS et al., 1982,1983; DUQUE-CARO, 1989). En la secuen-cia areno-arcillosa del Miembro Urrao el in-tervalo bioestratigráfico de la fauna, en espe-cial microfauna, es mucho más amplio y cu-bre desde el Albiano hasta el Campaniano-Maastrichtiano (ETAYO-SERNA, comunica-ción verbal).

Hacia el sur, el Miembro Urrao escorrelacionable con la Formación Lázaro (PA-RRA, 1983) o con parte de la FormaciónCisneros, desde su supuesta base hasta el ni-vel de pizarras rojas y verdes en el sentido deBarrero (1979). El Miembro Nutibara,calcáreo- lidítico, puede correlacionarse ha-cia el sur con la Formación Consólida de edadpost-Turoniano (ETAYO et al., 1982; PARRA,1983), o con parte de la Formación Espinaldel Grupo Dagua, en el sentido de Hubach yAlvarado (1934) y Barrero (1979).

3.3.13. Stock de Cambumbia (Kidc)

Este cuerpo recibe su nombre de la QuebradaCambumbia, afluente en la margen oriental


INGEOMINAS 121

del Río Cauca en el departamento de Caldasun poco al sur de La Pintada (GONZÁLEZ,1980). En el Departamento de Antioquia tie-ne una extensión de 12 km² entre La Pintaday la Hacienda Cuba, sobre la carretera a Supía.

Es un cuerpo alargado en dirección norte-sura lo largo del sistema tectónico que controlaen esta región el cauce del Río Cauca, y esdifícil determinar sus relaciones con las rocasmás antiguas; es anterior a la FormaciónAmagá que reposa sobre él y es intruido porlos Pórfidos Andesíticos de La Pintada.

La roca predominante, macroscópicamente,es fanerítica de grano medio a fino, con facieslocales porfídicas, de color gris medio, motea-do y cortada por diques de aplita-pegmatita.La textura normal es hipidiomórfica granular,que varía de equigranular a inequigranular yda origen a texturas porfídicas.

La composición predominante es de dioritapiroxénica, con variación a tonalita y grano-diorita en especial cerca a los diquespegmatíticos, compuesta por plagioclasa yaugita y por lo general muestra una altera-ción propílica intensa con epidotización ycarbonatación del piroxeno y piritafinogranular diseminada. En la faciesporfídica la matriz es afanítica y losferromagnesianos aparecen reemplazados porcalcita y clorita.

3.3.13.1. Edad.

Las edades isotópicas obtenidas para este cuer-po corresponden al Cretácico temprano, 112± 5 m.a. K/Ar roca total (RESTREPO et al.,1991) y 113 ± 3 m.a. K/Ar roca total(GONZÁLEZ, 1995), indicando un plutonis-mo básico a intermedio, sobre el flanco occi-dental de la Cordillera Central, que se extien-

de tanto al norte, Batolito de Sabanalarga,como al sur, Batolito de Buga, en el límite conla Cordillera Occidental. Parece estar contro-lado tectónicamente por el Sistema de FallasRomeral (INGEOMINAS, 1988).

3.3.14. Stock de Támesis (Kitt)

Este cuerpo cubre una extensión 36 km² enlos alrededores de la población de Támesis,de donde recibe su nombre (GONZÁLEZ,1976). Las relaciones de campo indican quees anterior a las formaciones Amagá yCombia, pero no hay ninguna otra relaciónque indique los tipos de contacto con rocasmás antiguas.

La roca predominante es faneríticaequigranular, de grano medio, localmentepegmatítica y de apariencia porfirítica, debi-do a la variación en el tamaño de los cristales.La composición es diorítica con variacionesmineralógicas, debidas al tipo de máficos pre-sentes, por ausencia o presencia de cuarzoprimario y de feldespato potásico esenciales.Los otros minerales esenciales son plagioclasa,augita, hornblenda y biotita.

La plagioclasa es andesina-labradorita bienmaclada, con alteración a saussurita yzonación incipiente. La augita espoiquilítica con inclusiones de plagioclasay apatito. La hornblenda primaria es me-nos abundante que la augita, pero de ma-yor tamaño que ésta. La biotita es parda, sepresenta en láminas finas formada, en par-te, a partir de hornblenda, cuarzo yfeldespato potásico; por lo general cuandoestán presentes son accesorios y tienen ca-rácter intersticial. Como accesorios se en-cuentran clorita de alteración de máficos,circón, apatito e ilmenita-magnetita, asocia-das a hornblenda.


122 INGEOMINAS

3.3.14.1. Edad.

Radelli (1967) correlaciona este cuerpo con elStock de Buga; es correlacionable por litologíay posición estructural con el Stock deCambumbia (GONZÁLEZ, 1976) y con elBatolito de Sabanalarga.

La edad isotópica obtenida para este plutónde 124 ± 6 m.a. K/Ar en hornblenda (CALLEet al., 1980a), corresponde al Cretácico tem-prano, lo cual indica que pertenece, por edady posición, a la faja magmática situada entrelas cordilleras Central y Occidental y cuyo co-mienzo es contemporáneo con la terminacióndel magmatismo Jurásico-Cretácico tempra-no, que afectó la Cordillera Central y que estámarcado por la edad del Stock de Mariquita(BARRERO y VESGA, 1976).

3.3.15. Stock de Altavista (Kida).

Este plutón fue descrito parcialmente porScheibe (1933) en la Quebrada Altavista, aloccidente de Medellín. Grosse (1926) hizo unestudio detallado de la facies marginalnoroccidental, dentro del conjunto denomi-nado «Dioritas tipo Boquerón». Botero (1963)denomina Batolito de Altavista al cuerpoplutónico que aflora al oeste de Medellín, yque en su parte central es recorrido por laQuebrada Altavista de la cual recibe su nom-bre. Trabajos recientes en el área han permi-tido delimitarlo con mayor precisión, alcan-zando una extensión de 84 km², por lo cual sedesigna como stock en lugar del términobatolito utilizado originalmente.

Este cuerpo se caracteriza por la variedadpetrográfica y estructural típica de plutonesemplazados en la epizona (BUDDINGTON,1959). Los tipos de roca varían desdeporfídicas con matriz afanítica y composición

andesítica a dioritas, tonalitas y gabros; en losbordes presenta facies gabroides y son comu-nes zonas de brecha, en los contactos con an-fibolita. El color varía desde casi negro en lostipos híbridos de contacto hasta gris claro enlas facies normales. En las rocas porfídicas pre-dominan colores grises en varias tonalidades.La composición modal varía entre amplios lí-mites, así como la textura, aún en zonas próxi-mas, por lo cual es difícil determinar un tipolitológico predominante aunque en conjuntotodas tienen los mismos minerales esenciales.La plagioclasa varía entre An 10 y An 32 y enlos contactos alcanza An 58. Su porcentaje yproporción con respecto a ortoclasa es muyvariable: puede ser el único feldespato presen-te o bajar a un 15%; se caracteriza por la pre-sencia de coronas de reacción, cristales bienmaclados, pero rara vez zonados. La ortoclasamuestra texturas de exolución y es comúnintercrecida con cuarzo, en la parte de losgranófidos.

Cuarzo es más abundante en las rocasgranulares y es accesorio en las porfídicas don-de puede llegar a faltar. En los granófidosaparece intercrecido con ortoclasa; el máficomás abundante es hornblenda en cristales ta-bulares bien desarrollados o en agregados decristales finos, es reemplazada por biotita yepidota y a su vez algunos cristales muestrannúcleos incoloros de clinopiroxeno. Biotita decolor marrón a verde, aparece primaria ycomo producto de reemplazamiento dehornblenda. Los accesorios más comunes sonapatito, circón, óxidos de hierro y como pro-ductos de alteración sericita y caolín segúnfeldespatos y clorita-epidota de máficos.

3.3.15.1 Origen y Edad.

Las observaciones de campo, característicaspetrográficas con amplia variación textural y


INGEOMINAS 123

modal y la composición química, indican queel Stock de Altavista es un intrusivo compues-to, formado al menos por dos pulsosmagmáticos separables en el tiempo, espacioy composición (RODRÍGUEZ Y MONTOYA,1993).

La tendencia de diferenciación del Stock deAltavista es similar a la de las series calco-alcalinas normales, con rocas básicas ligera-mente cálcicas y las más ácidas enriquecidasen álcalis, que corresponden a un arco calco-alcalino maduro (RODRÍGUEZ y MONTOYA,1993).

Dataciones isotópicas Rb/Sr en roca total yK/Ar en anfíboles indican edades entre 77m.a. y 151 ± 15 m.a. (MAYA, 1992). La edadmás antigua obtenida corresponde a unanfibol de la facies básica, pero otras edadesen la misma muestra y en roca total corres-ponden al Cretácico temprano, más concor-dante con las obtenidas para la facies granítica,100 m.a. Las facies básicas y graníticas estánrelacionadas en los diagramas de variaciónpresentados por Rodríguez y Montoya (1993)por lo que parece más probable que las eda-des de ambas facies sean similares y las másconfiables en este caso serían las cretácicas tem-pranas, atribuyendo los valores K/Ar más an-tiguos, a problemas analíticos o exceso deargón radiogénico (RESTREPO et al., 1991).

3.3.16. Adamelitas (Kia)

Una serie de stocks, genéticamente relaciona-dos, de rocas de grano medio a grueso se hanagrupado como Adamelitas (granodiorita acuarzomonzonita), ya que ésta es la roca pre-dominante. Estas rocas tienen una serie decaracterísticas petrográficas y estructurales co-munes y afloran en el flanco este de la Cordi-llera Central, donde fueron descritas por

Feininger et al., (1972). Este grupo está cons-tituido por los siguientes stocks:

- Stock al Suroeste de Amalfi (Kia). Cuerpode 2 km² localizado 8 km al suroeste deAmalfi. Está emplazado en esquistossericíticos formando una delgada aureolade contacto. La roca predominante es unaadamelita maciza hipidiomórfica, de gra-no medio con biotita y moscovita.

- Stock de la Hacienda Martha Habana (Kia).Conjunto de stocks de adamelita, con unárea de 10 km² localizados entre la Hacien-da Martha Habana y Monos. Son intruidospor el Batolito Antioqueño. Su composiciónvaría entre granodiorita y cuarzomonzo-nita; la roca es de color gris o rosado,hipidiomórfica alotriomórfica, granular degrano medio a grueso y maciza a foliada.Parte es porfirítica con fenocristales deortoclasa y en las rocas foliadas losfenocristales tienen su eje mayor en la di-rección del plano de foliación. Los minera-les característicos son biotita y en menor pro-porción moscovita.

Su origen magmático es evidente por cor-tar las rocas encajantes y por la presenciade inclusiones de cuarcita y otras rocas me-tamórficas, con contactos angulares en laadamelita.

- Stocks de Santa Isabel (Kiasi). En este con-junto el mayor stock tiene 96 km2 y se en-cuentra al sur de Santa Isabel en neisesfeldespáticos y alumínicos; es intruido porla tonalita del Batolito Antioqueño y estálimitado al sur por la Falla Otú.

La adamelita de este cuerpo es de granomedio, alotriomórfica a hipidiomórficagranular y débilmente foliada; fenocristalesde feldespato blanco alcanzan a formar


124 INGEOMINAS

hasta un 5 % de la roca y el mineral carac-terístico es biotita.

El origen ígneo es evidente cuando ocurremezclada con las rocas metamórficas, yconstituye una brecha instrusiva compues-ta, aproximadamente, por partes iguales deinclusiones no orientadas y discordantes deneis en una matriz de adamelita maciza.

- Stock de Yalí (Kiay). Es un cuerpo alarga-do norte-sur, de 14 km por 1,5 km,que si-gue el contacto entre cuarcitas y neisesalumínicos, al este de Yalí.

La roca dominante es alotriomórfica ahipidiomórfica equigranular, de grano me-dio, color gris claro y de composiciónadamelita biotítica. Es maciza a debilmentefoliada, pero hacia los contactos aparecefuertemente foliada.

La adamelita ha formado brechasintrusivas en la roca encajante, especial-mente en las cuarcitas, que indica un ori-gen magmático.

- Stock de Caracolí (Kiac). Este cuerpo tiene3 por 5 km, con un contorno irregular, en-tre los ríos Nus y El Socorro al oeste deCaracolí. Su composición varía desdealaskita con granate, a granodiorita ydiorita biotítica. Las rocas están íntimamen-te mezcladas con los neises encajantes y soncomunes brechas intrusivas e inclusiones.

La mayor parte del cuerpo está constituidopor granodiorita o por diorita biotítica degrano medio, localmente de grano fino, decolor gris claro y maciza. El contenido demáficos aumenta hacia el sur. Las alaskitasconstituyen un tercio del stock, son de co-lor gris claro a crema, de grano medio agrueso, hipidiomórficas granulares.

3.3.16.1. Edad.

La edad de los stocks adamelíticos al oeste dela Falla Otú, en el flanco oriental de la Cordi-llera Central no se conoce con exactitud; sonmás jóvenes que las rocas metamórficas de laCordillera Central asignadas al PaleozoicoInferior, ya que son claros los contactosintrusivos y contienen inclusiones de ellas. Asu vez, la adamelita es más antigua que elBatolito Antioqueño del Cretácico Superior,pues está intruido por éste (FEININGER et al.,1972) y los efectos de deformación caracterís-ticos en gran parte de los cuerpos de adamelitaestán ausentes en las rocas adyacentes delbatolito. Según Feininger et al., (1972) es pro-bablemente más joven que la diorita delBatolito de Segovia, del Jurásico, ya que lasalteraciones características de estas rocas es-tán menos desarrolladas en las adamelitas. Lasrelaciones anteriores, por lo tanto, permitenlocalizar estos cuerpos en el Cretácico Inferior.

3.3.17. Stock El Pescado (Kstp)

Este cuerpo recibe su nombre del Río Pescadoque fluye hacia el Río Cauca a lo largo del ejedel stock, al norte de Puerto Valdivia. Tieneforma ovalada, con su dimensión mayor este-oeste y una extensión de 25 km².

El stock intruye discordantemente lametatonalita de Puquí; por la similitud litológica,en parte, es difícil separar las dos unidades ysólo lo es localmente. En el extremo suroeste esclara la presencia de una facies de contacto cons-tituido por una roca con poiquiloblastos deprehnita que encierran cristales de diópsido;grosularia finogranular en parches irregulares,epidota, esfena y cuarzo en cristales dispersos.

La roca predominante es maciza, de color grismoteado e hipidiomórfica equigranular, de


INGEOMINAS 125

grano medio a fino y composición tonalítica.La plagioclasa (60-70%) se encuentra en cris-tales euhedrales con zonamiento normal biendesarrollado, maclados y de composición An25-50.

El cuarzo (20-25%) es anhedral intersticial ycuando se encuentra feldespato potásico, éstecorresponde a microclina accesoria (0-4%). Elmáfico predominante es biotita (5-8%) parda,pleocroica, con pequeñas inclusiones de cir-cón. Hornblenda (0-2%) es accesoria conjun-tamente con cristales muy finos de apatito,incluido en cuarzo y magnetita en cristales dis-persos o asociados a biotita, en proceso decloritización a lo largo de los planos de clivaje.

3.3.17.1. Edad.

La edad asignada a este cuerpo correspondea la obtenida en un concentrado de biotita porel método de K/Ar. Esta edad isotópica de95,6 ± 3,3 m.a (HALL et al., 1972) correspon-de al Cretácico tardío, Cenomaniano, y seríaanterior al Batolito Antioqueño. Este cuerpoes el único intrusivo félsico de esta edad cono-cido en el extremo norte de la Cordillera Cen-tral, y se encuentra localizado tectónicamente,al noroeste de la Falla Espíritu Santo que con-trola el cauce del Río Cauca entre PuertoValdivia y la Hacienda Canaria.

3.3.18. Batolito de Sabanalarga (Ksts) y Stockde Buriticá (Kstb)

El Batolito de Sabanalarga es un cuerpo alar-gado con dirección norte-sur localizado en elsector septentrional del occidente Colombia-no, entre las cordilleras Central y Occidental.Recibe su nombre de la población deSabanalarga al occidente del departamento(HALL et., 1972). Y el Stock de Buriticá es un

cuerpo de 6 km² que aflora en las carreterasPinguro-Manglar y Manglar - Buriticá, dedonde recibe el nombre.

Debido a su similitud petrográfica, posicióngeográfica y relación con las rocas encajantes,se consideran como cuerpos correlacionablescon la masa principal del batolito, los siguien-tes:

- Apófisis de la Quebada Hinguiná, al sur deSanta Fe de Antioquia; cuerpo de formatubular de 10,5 km en dirección norte-sury una amplitud de 1-2 km.

- Apófisis de la Quebrada Pitanjá, sur de San-ta Fe de Antioquia; de forma ovalada y unaextensión de 6,1 km².

- Apófisis de la Quebrada Purco; de formaelongada norte-sur y una extensión de 5,2km².

El área total cubierta por el batolito y cuerposmenores asociados, es de 560 km².

La roca predominante, tanto en el cuerpoprincipal como en los apófisis, es unacuarzodiorita maciza, donde predominahornblenda sobre biotita; se observan tran-siciones a diorita hornbléndica por dismi-nución en el contenido de cuarzo y a gabroshornbléndicos y hornblenditas, en especialhacia los bordes, por aumento en el conte-nido de hornblenda y la presencia deplagioclasa cálcica. Sin embargo, en el mapaaparece como un cuerpo homogéneo debi-do a la escala de presentación. La parte surdel cuerpo, entre Santa Fe de Antioquia yAnzá, está formada por rocas con alto gra-do de deformación, producida por efectosdinámicos entre las fallas de Tonusco ySabanalarga (ÁLVAREZ y GONZÁLEZ,1978).


126 INGEOMINAS

CUARZOFELDESPATO KPLAGIOCLASACLINOPIROXENOORTOPIROXENOOLIVINOHORNBLENDABIOTITACLORITAOPACOSEPIDOTAESFENACIRCÓNAnICn

13,9-20,5

0-3,640,4-61,20,0-2,7—-—-4,8-31,53,9-6,43,8-4,31,0-1,50,8-1,60,1-TRTR4,2-4,613-4022

0-5

-50-700-1,0--30-400-40. -5,00,1-1,0- 1,0TR-0,2TR-0,140-8030-409

-

-20-30---60-80--0,4-1,50-1,00,1-1,0-60-7060-806

n: Número muestras consideras.TR: Trazas.IC- Indice de Color.(1) Rocas máficas - ultramáficas entre metagabroy peridotita de piroxeno-honblenda.Opacos incluyen menas de segregación magmática.

-

-0-3,530-6020-230-1016-20--1-8-0-TR-

60-905

FUENTES:HALL et al., (1972)ÁLVAREZ y GONZÁLEZ, (1978)RODRÍGUEZ Y ZAPATA, (1995)

TABLA 23. VARIACIÓN EN LA COMPOSICIÓN MODAL DE LAS DIFERENTES FACIESDEL BATOLITO DE SABANALARGA

MINERALES TONALITA DIORITA (1) HORNBLENDITA

Las características mineralógicas y texturalesde las facies presentes son:

Diorita Hornbléndica: Roca hipidiomórficaequigranular de grano medio, color gris concristales de hornblenda entre cristales deplagioclasa. Los feldespatos frescos son ra-ros y aparecen empolvados por agregados desaussurita; la hornblenda amarillo pálido averde oliva, por su color parece correspondera ferrohastingsita. Como accesorios se en-cuentran cuarzo (0-5%), clorita, esfena,apatito, circón, biotita (0-4%), magnetita y es-casa pirita. Presenta gradación textural y mi-neralógica pasando a microdiorita,microcuarzodiorita y tonalita hornbléndica.En la tabla 23 se observa la composición pro-medio de esta facies.

Hornblendita - Gabro Hornbléndico: Esta fa-cies predomina hacia el borde oriental y partenorte del batolito y puede gradar hacia otrasfacies en distintas zonas del cuerpo. La textu-ra es hipidiomórfica granular hastapegmatítica, de color negro moteado de blan-co, por cristales intersticiales de plagioclasa.Los minerales esenciales son hornblenda ypaglioclasa en proporción variable (Tabla 23).La plagioclasa muestra una saussuritizacióninterna, mientras que la hornblenda aparecefresca y sólo ocasionalmente muestrauralitización a lo largo de los planos de clivajey en los bordes. Los accesorios son esfena yapatito incluidos en hornblenda y magnetita,hasta 5%, diseminada y asociada ahornblenda. Estas facies se encuentran asocia-das, al este de Ituango, a mineralizaciones de


INGEOMINAS 127

segregación magmática con pirita y pirrotina,asociadas a magnetita (RODRÍGUEZ Y ZA-PATA, 1995).

Tonalita: Esta roca forma la masa principaldel Stock de Buriticá y de los localizados alnoreste de Sabanalarga. Es una rocahipidiomórfica grueso granular, que ademásse diferencia de la facies diorita por tener cuar-zo (20-25%) como fase esencial, por el predo-minio de biotita sobre hornblenda que por logeneral está alterada a epidota. Algunasmuestras presentan, hacia los bordes del cuer-po principal, textura porfídica confenocristales de plagioclasa hasta de 2 cm, enuna matriz hipidiomórfica finogranular.

Facies de Rocas Cataclásticas: Una fuerte de-formación, con efectos dinámicos notorios,afecta las rocas de este cuerpo entre Santa Fede Antioquia y Pinguro, especialmente al surde la primera población. La intensidad de estadeformación es variable y los niveles estructu-rales involucrados son diferentes, ya que se en-cuentran estructuras miloníticas caracteriza-das por orientación, hasta cataclásticas carac-terizadas por fragmentación.

El tamaño del grano varía de medio, en lasrocas con estructura néisica donde aún se con-servan algunos rasgos texturales del protolito,hasta fino en las milonitas y filonitas. El colores gris verdoso debido a la acumulación deepidota y clorita con relleno de fracturas ydiaclasas con calcita y cuarzo. La mayor par-te de las rocas presentan estructuras de flujoproducidas por metamorfismo dinámico,regionalmente concordantes y alineadas conla dirección predominante de las fallasTonusco y Sabanalarga. Esta estructura estádefinida por orientación paralela asubparalela, de agregados de clorita- epidotaque rodean a porfiroclastos rotados defeldespato.

Las cataclasitas conservan algunas caracterís-ticas texturales de la diorita original, pero losminerales muestran cambios notorios en suspropiedades ópticas y no hay cambiosmineralógicos notables, con excepción de unasaussuritización en la plagioclasa yuralitización de hornblenda. En las milonitasha desaparecido la textura de la roca originaly ésta ha sido transformada en una masafinogranular parda más o menos orientada ycon algunos porfidoclastos de plagioclasa; enestas rocas son comunes venas de cuarzo pa-ralelas a la foliación dinámica.

Las filonitas muestran cambios tanto en la tex-tura como en la mineralogía primarias, quetransforman la roca original en una nueva, deapariencia similar a la de los esquistos y filitas,producidas por metamorfismo regional que seencuentran en el área.

El Batolito de Sabanalarga al este está en con-tacto fallado, en casi toda su longitud, conesquistos anfibólicos y cloríticos del ComplejoCajamarca, con desarrollo de cornubianitas(HALL et al., 1972). Al norte de Santa Fe deAntioquia el contacto es intrusivo en la Anfibo-lita de Sucre, y se observan zonas de asimila-ción parcial. En el contacto oeste con rocas vol-cánicas y sedimentitas del Grupo Cañasgordas,se desarrollan zonas de intensa epidotizaciónde posible origen hidrotermal relacionado conel batolito, sin cambios visibles en la textura dela roca afectada, pero sí originando brechasintrusivas como en el Río Tonusco.


Las características petrográficas y composiciónintermedia a básica de este cuerpo, la falta defoliación protoclástica y los contactosdiscordantes, son características de batolitosintruidos en la mesozona, tal como lo define


128 INGEOMINAS

Buddington (1959), a lo largo de una zona dedebilidad marcada por el sistema de fallasSabanalarga-Cauca, en el límite geológico en-tre las cordilleras Central y Occidental.

El Batolito de Sabanalarga y el Stock deBuriticá, considerados genéticamente relacio-nados y un apófisis del primero, han sidodatados en 97 ± 10 m.a. K/Ar en biotita(GONZALEZ et al., 1978) y 91.1 ± 6.4 m.a.K/Ar en hornblenda (GÖBEL y STIBANE,1979) y es similar a la obtenida para algunoscuerpos básicos como el Gabro de Altamira,en la Cordillera Occidental y para cuerposdioríticos, como los de Ebéjico y Pueblito, enla Cordillera Central (MAYA, 1992), indican-do un período de intenso magmatismo, du-rante el Cretácico tardío, en el occidente co-lombiano.

3.3.19. Diorita de Heliconia (Ksdh).

Esta unidad litodémica está conformada poruna serie de cuerpos intrusivos, que ocupanuna extensión de 30 km² a lo largo del SistemaRomeral, localizados un kilómetro al este deHeliconia, población de la cual reciben su nom-bre; son alargados en el sentido tectónico re-gional definido por las fallas de Uvito yRomeral, con dirección N 15° W a N 10° E,con una longitud máxima de 20 km y 2 km deancho, en el cuerpo principal.

Los cuerpos más septentrionales se encuentranal norte de Sopetrán en el extremo sur, cerca ala población de Angelópolis. Esta unidad co-rresponde en parte a los cuerpos descritos porGrosse (1926), como de «Diorita tipo Heliconia».

La roca predominante es una rocaleucocrática, de grano medio a fino, con cam-bios transicionales a rocas básicasfinogranulares, de textura ofítica, especialmen-

te hacia los bordes del cuerpo y por lo generalcon efectos dinámicos notorios, tanto en mues-tra de mano como a nivel microscópico.

La composición normal es de una dioritacuarzosa con plagioclasa y cuarzo en menorproporción, como minerales félsicos, que pre-dominan sobre los minerales máficos,hornblenda con biotita ocasional. Laplagioclasa aparece algunas veces maclada yocasionalmente zonada, con alteración asaussurita y composición An 40-54. El cuar-zo es accesorio, intersticial entre plagioclasa ypresenta extinción ondulatoria fuerte. Lahornblenda es verde y por alteración pasa abiotita y clorita. Los accesorios son magneti-ta, rara vez ilmenita, apatito y circón.

La facies ácida corresponde a cuarzodiorita-tonalitas biotíticas, de grano fino a medio, po-bre en máficos. El cuarzo es esencial y se en-cuentra en intercrecimiento granofídico confeldespato. La plagioclasa es oligoclasa-andesina, poco alterada y se observa ortoclasapertítica.

La facies básica es transicional con las otrasfacies de este cuerpo y está constituida pordiorita augítica con uralitización intensa delpiroxeno. La plagioclasa presenta intensasaussuritización y fuerte zonamiento, con nú-cleos más cálcicos. Localmente hacen parte deesta facies rocas pegmatíticas porfídicas confenocristales de hornblenda pardo-verdosa, enmatriz granular de plagioclasa, cuarzofinogranular, biotita en láminas finas disper-sas y magnetita.


El conjunto de intrusivos que constituyen esteplutón, ha sido emplazado a lo largo de fallasdel Sistema Romeral, posteriormente afecta-


INGEOMINAS 129

do por efectos dinámicos. El contacto con ro-cas volcánicas del Complejo Quebradagrandees intrusivo, observándose lentes de tobas ybasaltos incluidos en la masa principal delcuerpo intrusivo. En el borde occidental de-sarrolla aureola de contacto sobre los EsquistosVerdes de Sabaletas (TOUSSAINT et al., 1978),aunque igual al contacto oriental, son noto-rios efectos dinámicos a lo largo de las fallasque marcan el contacto.

El desarrollo de rocas básicas en el borde pue-de deberse tanto a diferenciación magmáticacomo a efectos de asimilación, teniendo encuenta la composición básica de las rocasencajantes. La amplia variación petrográficaen un cuerpo de dimensiones reducidas, loscontactos discordantes a lo largo de zonas dedebilidad tectónica y la falta de foliación pri-maria, indican un emplazamiento epizonal enel sentido de Buddington (1959).

No existen dataciones radiométricas de este cuer-po, pero por sus características de emplazamien-to en el sistema tectónico de Romeral podríacorrelacionarse con el Batolito de Sabanalargadel Cretácico Superior (GONZÁLEZ et al.,1978), aunque éste muestra una mayor diferen-ciación. Al occidente, cerca a Ebéjico, un cuer-po diorítico alargado dentro del SistemaRomeral tiene una edad de 82 ± 22 m.a K/Aren anfíbol (RESTREPO et al., 1991), que por po-sición tectónica podría correlacionarse con el deHeliconia. La forma alargada de estos cuerposindicaría que a ese momento existía una zonade debilidad, a lo largo del Sistema Romeral(RESTREPO et al., 1991).

3.3.20. Batolito Quebrada Maní (Kstm)

Se propone en el presente informe este nombrepara el cuerpo denominado «Tonalita Félsica»por Hall et al., (1972) localizado al oeste de Anorí

y que es cortado en su parte media por la Que-brada Maní y donde además, hacia el sur, seencuentra el caserío de El Papayo; en su extre-mo norte es cortado por el Río Nechí, donde ofre-ce buenos afloramientos. Tiene una extensiónde 175 km², en forma de polígono elongado, consu eje mayor de dirección N 10° E.

El cuerpo está compuesto por una roca maci-za de color gris moteado, hipidiomórficagranular de grano medio, de composicióntonalítica con plagioclasa (50-60%) euhedral,de composición, intermedia (An 35-45), bienmaclada y ligeramente zonada, cuarzo (15-25%) intersticial entre plagioclasa, anhedral;el feldespato es potásico (2-5%) y el únicomáfico presente es biotita parda, con abun-dantes inclusiones de circón, con halopleocróico fuerte. Moscovita (0-3%) es acce-sorio y está subordinada a biotita. Los acce-sorios son circón, apatito y magnetita abun-dante diseminada.

El contacto al este y al norte con esquistos cuar-zo-sericíticos es intrusivo, con una aureola decontacto con cornubianitas, en facieshornblenda-cornubianita, mientras que al surintruye sedimentitas de la Formación La Sole-dad con desarrollo de porfidoblastos deandalucita, en areniscas arcillosas. Al occi-dente, la relación con el neis adamelítico no esclara, pero localmente se encuentran zonas debrecha intrusiva.

3.3.20.1. Edad.

Hall et al., (1972) basados en las relaciones decampo, asignan este cuerpo al Cretácico Su-perior ya que intruye a la Formación La Sole-dad del Cretácico Inferior; al oriente cuerpossimilares son intruidos por el BatolitoAntioqueño, lo cual permite precisar más laedad entre el Albiano (La Soledad) y el


130 INGEOMINAS

FUENTES: (1) FEININGER and BOTERO, 1982( 2) ÁLVAREZ, 1983; GONZÁLEZ, 1993d

TABLA 24. DISTRIBUCIÓN PORCENTUAL DE DIFERENTES LITOLOGÍAS EN EL BATOLITOANTIOQUEÑO Y COMPOSICIÓN MODAL PROMEDIO.

CUARZOFELDESPATO KPLAGIOCLASABIOTITACLORITAHORNBLENDAOPACOSCLINOPIROXENOACCESORIOS

23,96,748,49,31,69,30,20,10,4

25,58,648,77,97,60,2

1,9

4,625,746,285,073,015,070,370,280,51

5,27,17,87,46,10,3

27

DISTRIBUCIÓN PORCENTUAL:

GRANITOSMONZOGRANITOSCUARZO-MONZODIORITASGRANODIORITASTONALITASCUARZO-DIORITASGABROS

1,694,031,6860,026,36,201,05

Composición Modal Desviación standard

(1) (2) (1) (2)

Campaniano (Batolito Antioqueño). Sin em-bargo, es necesario tener análisis radiométricosque confirmen esta edad, pues éste cuerpo nopresenta una relación directa con el BatolitoAntioqueño, localizado al sur, por lo cual nopuede descartarse que corresponda a un cuer-po satélite de éste.

3.3.21. Batolito Antioqueño (Ksta)

Las rocas de este cuerpo constituyen el núcleode la Cordillera Central en el Departamentode Antioquia, fueron mencionadas inicialmen-te por Boussignault (1825), y trabajos poste-riores (OSPINA, 1911; SCHEIBE, 1933; PO-SADA, 1936) hacen notar su extensión regio-nal y describieron algunas de sus característi-cas petrográficas. Botero (1942), reconoce lascaracterísticas del batolito y le da el nombre

con el cual se reconoce en la literaturageológica. Los trabajos de Botero (1963),Feininger et al., (1972) y Hall et al., (1972) com-plementaron su delimitación, mientras que losde Feininger y Botero (1982) y Alvarez (1983),resumen sus características petrográficas yquímicas.

El Batolito Antioqueño cubre un área de 7.221km² y sus cuerpos satélites 322 km², en el cen-tro y parte oriental del departamento(FEININGER y BOTERO, 1982); está carac-terizado por su homogeneidad litológica conpoca variación de un lugar a otro. La faciesnormal tiene composición entre tonalita y gra-nodiorita y presenta como facies subordina-das una félsica y otra gabroide (Tabla 24).

Las rocas de la facies normal son macizas, degrano medio a grueso, hipidiomórficas


INGEOMINAS 131

equigranulares de color moteado, sal y pimien-ta y están compuestas por cuarzo, feldespato,hornblenda, biotita y minerales accesorios. LaTabla 25 indica el rango de composición modalde muestras representivas de estas facies,mientras que la Tabla 26, la composición quí-mica y clasificación normativa.

La plagioclasa (50-60%) es de composiciónandesina, bien maclada con zonamiento nor-mal de intensidad variable, aún dentro de lamisma muestra. El cuarzo (20-30%) aparecepor lo general intersticial entre feldespatos ymuestra extinción ondulatoria, por deforma-ción en algunas muestras.

Análisis recalculados libres de H2O.( ) Número de muestras consideradas para cada facies.TR: Trazas (menor 0,1%).(1) Incluye clorita de alteración.(2) Porcentaje del total de los diferentes tipos de rocas considerados .OTROS: Calcita, sulfuros, moscovita

TABLA 25. RANGO DE VALORES MODALES PARA DIFERENTES FACIES DEL BATOLITOANTIOQUEÑO Y COMPOSICIÓN QUÍMICA PROMEDIO

FACIES GRANÍTICA GRANODIORÍTICA TONALÍTICA DIORÍTICA GABROIDEMINERALOGIA

CUARZOPLAGIOCLASAFELDESPATO KHORNBLENDABIOTITA (1)CLINOPIROXENOOPACOSCIRCÓNAPATITOESFENAALLANITAEPIDOTAOTROSPORCENTAJE (2)

21-3322-3025-330-63-60.0TR-0,5TRTR-0,1TR-0,2TR0-TR0-3,05%

18-3540-517-320-126-120.0-0,5TR-1,0TRTR-0,5TR-0,1TR0-0,5TR-1,060%

20,3848-540-69-256-90-2,0TR-2,5TR-0,1TR-0,5TR-0,7TR-0,20-2,0O-2,029%

0-1253-630-TR10-300-1,50-1,7TR-1,5TRTR-01TR-0,10.00-0,9TR-2,54%

0-560-70010-300-00-1,0TR-2,00-TRTR-0,1TR-0,10,00-1,00-2,02%

FACIES GRANÍTICA GRANODIORÍTICA TONALÍTICA DIORÍTICA GABROIDE

ÓXIDOS (6) (36) ( 54) (4) (8)

SiO2

TiO2

Al2O3

Fe2O3


71,630,0815,631,521,340,030,181,853,113,670,12

63,180,4218,092,243,150,013,145,362,832,380,21

60,840,6315,891,234,230,024,066,842,781,030,34

53.940.8718.392.394.040.033.613.841.191.190.23

48.361.8416.243.965.860.218.4613.181.060.170.10

FUENTES:Botero (1963); Feininger &Botero (1982); Ávarez (1983), González (1993d).


132 INGEOMINAS

MUESTRA

SiO2

Al2O3

Fe2O3

FeO

MgO

CaO

Na2O

K2O

TiO2

MnO

P2O5

H2O

H2O-

TOTAL

FeO

NORMA

Q

C

Or

Ab

An

Di

Hy

Mt

ll

Ne

Rt

Ap

5453

56,94

18,44

2,33

3,69

2,14

4,90

2,61

1,22

0,47

0,13

0,39

3,98

1,59

99,11

5,78

22,53

4,85

7,20

22,08

21,76

-

9,64

3,37

0,89

-

-

0,92

7908

58,97

15,45

2,44

4,36

4,64

6,27

2,70

1,92

0,73

0,13

0,53

0,88

0,12

99,63

6,56

15,46

-

11,34

22,84

24,36

2,64

15,34

3,47

1,38

-

-

1,25

7997

61,96

14,77

3,57

1,92

3,91

5,96

2,59

2,25

0,42

0,10

0,43

0,97

0,18

99,42

5,29

19,81

-

13,29

21,91

22,08

3,87

12,36

2,76

0,79

-

-

1,01

115893

63,86

14,45

2,12

3,24

3,15

5,36

2,71

2,38

0,55

0,10

0,28

0,78

0,04

99,34

5,11

22,97

-

14,06

22,93

20,23

3,65

9,59

3,01

1,04

-

-

o,66

115376

65,06

16,68

0,91

2,51

1,49

4,58

3,44

2,47

0,47

0,06

0,40

1,00

0,02

99,37

3,33

23,23

0,97

14,59

29,10

20,10

-

6,90

1,31

0,89

-

-

0,94

115377

69,88

13,86

1,27

2,18

1,09

2,44

2,40

5,00

0,27

0,05

0,22

0,44

0,02

99,36

3,32

29,36

0,59

29,54

2,30

10,66

-

5,31

1,84

0,51

-

-

0,52

5404

72,49

14,68

1,52

1,34

0,18

1,65

3,21

3,57

0,08

0,03

0,16

1,17

0,34

99,20

1,47

35,77

2,91

21,09

27,16

7,14

-

2,70

2,21

0,15

-

-

0,37

TABLA 26. ANÁLISIS QUÍMICOS DE ROCAS DEL BATOLITO ANTIOQUEÑOY COMPOSICIÓN NORMATIVA CIPW

El feldespato potásico ocurre en cristalesanhedrales, no maclados, que forman agre-gados en continuidad óptica entre las fasesesenciales. Los ferromagnesianos correspon-den a hornblenda (5-20%) a veces con núcleosincoloros de clinopiroxeno y a biotita (3-15%),fuertemente pleocróica y con alteración nor-mal a clorita. Los minerales accesorios máscomunes son apatito, magnetita, circón y enmenor proporción, esfena, pirita, epidota,allanita y calcita.

La facies félsica aparece principalmente en blo-ques residuales cerca a Yalí, entre Amalfi yYolombó, entre Santo Domingo y el Río Narey entre Maceo y La Susana. La roca es maci-za de grano medio a grueso, leucocrática,hipidiomórfica a xenomórfica y de composi-ción granodiorítica a cuarzomonzonítica (Ta-bla 26). Esta facies es menos resistente a lameteorización que la normal y por lo tanto esraro encontrar bloques de roca fresca.


INGEOMINAS 133

La facies gabroide está subordinada a las otrasfacies y aparece entre San José del Nus y Cris-tales, como bloques residuales y en el bordeoriental del batolito como facies de borde deenfriamiento rápido. La roca predominantees de grano medio, gris oscura a verde oscura,hipidiomórfica a idiomórfica y de composiciónvariable entre piroxenita y gabro hornbléndico.

Aunque no siempre son claros los contactosentre las diferentes facies, la petrografía y re-laciones de campo indican que éstas songradacionales y en muchos lugares bloquesresiduales de las distintas facies aparecen ínti-mamente mezclados.

La forma del batolito es trapezoidal, a dife-rencia de otros grandes plutones que son alar-gados en el sentido tectónico regional y se ca-racteriza por su homogeneidad petrográficay petroquímica (ÁLVAREZ, 1983). Tiene con-tactos discordantes con rocas encajantes, ge-neralmente intrusivos con desarrollo de aureo-las de contacto, de extensión y magnitud va-riables (FEININGER et al., 1970; GONZÁLEZet al., 1980a,b), en facies piroxenocornubianita hasta albita-epidotacornubianita. Muy poca deformación puedeatribuirse a su intrusión; no hay cambios en laforma o intensidad de la deformación de laroca encajante. El intrusivo no deflecta losplegamientos regionales sino que los trunca ypor ello los buzamientos en las rocas metamór-ficas o en las sedimentitas de San Luis varíanpoco o nada a medida que se aproxima al con-tacto con el intrusivo.

La estructura interna es simple, homogénea ymaciza y sólo localmente se encuentra una dé-bil lineación de inclusiones producidas por flu-jo magmático. Los contactos agudos ydiscordantes y la falta de foliación son carac-terísticos de los batolitos intruidos en laepizona (BUDDINGTON, 1959).

3.3.21.1. Cuerpos Relacionados.

Alrededor del Batolito Antioqueño se en-cuentran algunos cuerpos de rocasgranitoides, que por sus características es-tructurales, texturales y composición, sondifíciles de distinguir de las rocas de las fa-cies normal del Batolito y se considerancomagmáticos con este. En conjunto cubrenun área de 322 km².

3.3.21.1.1. Cúpula de La Unión (Kstu).

Este cuerpo toma su nombre de la población LaUnión, en el oriente del departamento; tiene unaforma irregular, con adelgazamiento notorio ensu extremo suroeste y una extensión de 72 km².Por lo general, los afloramientos principales seencuentran topográficamente elevados con res-pecto a los del Batolito Antioqueño, cuerpo alcual aparentemente están relacionadosgenéticamente.

La mayor parte del cuerpo presenta unameteorización intensa que ha producido unaarcilla caolinítica, utilizada como materiaprima en la industria cerámica, de refrac-tarios, para cemento blanco y en obtenciónde caolín industrial de aplicación múltipleen la industria.

La roca predominante es de grano medio, co-lor crema a blanco, moteada de negro,hipidiomórfica equigranular y composicióngranodiorita a tonalita, pobre enferromagnesianos (Tabla 27).

El proceso de alteración-meteorización que ca-racteriza esta unidad, se manifiesta por los si-guientes efectos:

- El feldespato aparece argilizado, que pro-duce una arcilla residual rica en caolinita


134 INGEOMINAS

- El ferromagnesiano original está cloritizadoy reemplazado por mica blanca, de proba-ble origen hidrotermal

- La roca alterada es de color crema a blan-co, localmente manchada o moteada de rojopor óxidos de hierro residuales, de altera-ción de biotita

- Se conserva la textura de una roca ígneafanerítica y no se observa zonación

composicional en la alteración, por lo cuales necesario suponer que la alteraciónhidrotermal por sí sola, no fue el factor esen-cial en la formación del depósito de caolín.

Este cuerpo es intrusivo en anfibolitas,esquistos sericíticos y esquistos verdes del flan-co este de la Cordillera Central,correlacionables, en parte, con metamorfitasdel Complejo Cajamarca, formando una del-gada aureola de contacto.

TABLA 27. ANÁLISIS MODALES Y QUÍMICOS DE CUERPOS RELACIONADOSGENÉTICAMENTE CON EL BATOLITO ANTIOQUEÑO

CUARZOFELDESPATO KPLAGIOCLASAHORNBLENDABIOTITACLORITAALLANITAMOSCOVITAAPATITOEPIDOTAOPACOSESFENACIRCÓNCONTENIDO An

SiO2

TiO2

Al2O3

Fe2O3


32,7

6,949,1 0,8 9,9 0,3-- 0,1TR- 0,2 0,1 39

(2)

62,49 0,5516,78 6,13- 0,10 2,57 5,57 3,17 2,25 0,40

27,5

0,655,1 4,410,2 1,4TR-TR 0,7-TRTR 44

20,6

0,351,214,212,1 1,0-- 0,1TR 0,5-TR 44

23,2

4,362,9 0,6 6,1 1,3-- 0,3TR 1,1 0,2TR 33

LA UNIÓN

70,42 0,4114,32 1,83 1,24 0,02 1,10 1,53 5,15 3,40 0,18

19,8

-59,3-11,5 3,9- 3,6 0,1 1,5TRTRTR 36

23,4

19,150,1- 6,1 1,3- 0,1TR- 0,1TRTR 32

Referencias y localización de muestras:(1), (2), (3), (4) Feininger and Botero (1982): (1) y (2) Ovejas, (3) Belmira, (4) NW Medellín.La Unión, (González, 1980)

MUESTRA (1) (2) (3) (4) LA UNIÓN LA UNIÓN


INGEOMINAS 135

3.3.21.1.2. Batolito de Ovejas (Ksto).

Este cuerpo fue denominado por Botero (1963)«Batolito Satélite de Ovejas»; es en todas suscaracterísticas y relaciones, similar al cuerpoprincipal y se conecta a éste a lo largo de loscontactos, en la vertiente norte del Valle delRío Medellín, al oriente de Bello.

Tiene una extensión de 165 km² entre Bello ySopetrán y recibe el nombre de la región deOvejas, sobre la carretera que conduce a SanPedro, donde se encuentran los mejores aflo-ramientos aunque roca inalterada sólo se en-cuentra sobre las quebradas que drenan ha-cia Palmitas y San Jerónimo.

La roca predominante es maciza, faneríticaequigranular de grano medio a grueso,hipidiomórfica, con índice de color menor de30 y composición predominante tonalítica, convariación a granodiorítica (Tabla 27).

La textura es hipidiomórfica con poca varia-ción, aunque localmente muestra una defor-mación débil acentuada hacia zonas de con-tacto. Los minerales esenciales son: cuarzo (20-25%) anhedral, con carácter intersticial en-tre plagioclasa, en agregados en continuidadóptica con extinción normal a ondulatoriadébil en rocas de la facies normal y fuerte enfacies de borde con efectos dinámicos.Plagioclasa (48-55%) euhedral a subhedralbien maclada y por lo general zonada normal-mente, de composición intermedia (An36-45).El feldespato potásico (0-20%) corresponde aortoclasa no maclada, débilmente pertítica ypor lo general intersticial.

La hornblenda (10-20%) tiene tendencia a pre-sentarse en cristales de mayor tamaño que losotros constituyentes, mientras que la biotita (5-15%) presenta alteración a clorita a lo largode los planos de clivaje. Los accesorios rara

vez alcanzan más de un 2% y son apatito, cir-cón, esfena y magnetita. Los contactos con lasrocas encajantes son intrusivos, con desarro-llo de zonas migmatíticas de inyección, conbandas gruesas de cuarzo y feldespato entreplanos de foliación en las metamorfitas yabundancia, en el cuerpo granitoide, dexenolitos de la roca encajante, transformadosen cornubianitas de grano fino.

3.3.21.1.3. Stock de Belmira (Kstb).

Este cuerpo aflora en la carretera San Pedro-Belmira, de donde recibe su nombre, con unaamplitud máxima de 2 km y una longitud de27 km; se distingue claramente de las rocasdel Batolito Antioqueño por su estructuraprotoclástica producida durante su emplaza-miento en estado plástico, a lo largo de la Fa-lla Río Chico, adquiriendo una estructura deflujo definida por la orientación paralela asubparalela de cristales de hábito prismáticoy tabular.

La roca presenta estructura nésica, con direc-ción N 20°- 30° W y buzamiento al este, entre65° y vertical, es de grano medio, equigranular,color moteado, sal y pimienta, con índice decolor entre 15 y 25. La composición predomi-nante es tonalítica con variación local agranodiorítica. La textura es hipidiomórficagranular con efectos dinámicos fuertes, llegan-do a mortero y con respecto a la roca normaldel Batolito Antioqueño, muestra enriqueci-miento en cuarzo y variación amplia en la re-lación plagioclasa / ortoclasa.

El cuarzo aparece en mosaicos elongados, for-mados por granos de bordes suturados, extin-ción ondulatoria fuerte y abundantesmicroinclusiones. La plagioclasa, andesina, sepresenta en cristales curvados y rotos con pla-nos de maclas flexionados y extinción


136 INGEOMINAS

ondulatoria fuerte. Ortoclasa es muy varia-ble y alcanza hasta un 45%, lo cual indica,probablemente, un metasomatismo alcalinodurante la deformación, por lo cual además,su tamaño es mayor que el de los otros com-ponentes y no muestra deformación tan in-tensa.

Hornblenda sólo aparece en las rocas menosdeformadas mientras que al incrementarse éstaes reemplazada por agregados de láminas fi-nas de biotita, diferentes, por tamaño y gradode deformación, de las de biotita primaria quemuestran flexionamiento e intensa alteracióna clorita, resaltando las inclusiones de circóncon fuerte halo pleocróico. Aparecen como ac-cesorios primarios esfena, apatito, circón, mag-netita e ilmenita. Epidota y clorita-esfena comoproducto de la alteración de plagioclasa ybiotita, respectivamente.

Las rocas encajantes no muestran aureolas decontacto amplias y por lo general, tanto al estecomo al oeste, los contactos son fallados, dedirección N 30° W, con metamorfitas de altogrado del Complejo Cajamarca. Los diques yapófisis de granodiorita relacionados son po-bres en ferromagnesianos y asociados a ellosse encuentran algunas minas de oro, como «LaVeta» y otras menores.

3.3.21.1.4. Diques.

Los diques relacionados geográficamente conel Batolito Antioqueño pueden agruparse en:diques-apófisis del batolito en la rocaencajante, que están genéticamente relaciona-dos con éste y diques postbatolito que lo cor-tan. Los diques del primer tipo son de compo-sición tonalítica y ocurren esporádicamente enlas rocas encajantes, aunque su escasez apa-rente puede ser debida a la pobreza de aflora-mientos; en las rocas no calcáreas son de gra-

no un poco más fino que la tonalita, de la fa-cies normal, pero en lo demás son idénticos aésta. En las rocas calcáreas, su composición ytextura difieren de la roca normal, debido areacciones de desilicificación entre el magmacuarzodiorítico y calcita.

Tanto el cuerpo principal del batolito como loscuerpos genéticamente relacionados, son cor-tados por diques con contactos agudos y com-posición variable, de alaskita y felsita, aandesita. La mayoría son demasiado peque-ños para poderse representar en el mapa. Suproporción en el batolito varía desde muy baja,hasta un 10%, en lugares como Yolombó.

Los diques más comunes son de andesita adacita, de color gris oscuro, finogranulares aafaníticos y localmente porfídicos; muchos deestos son múltiples, e intrusiones sucesivas bo-rran los límites de los diques entre sí; tienenformas curvadas o irregulares con ramifica-ciones lo cual indica que el batolito estaba aúncaliente para ceder plásticamente durante laintrusión de los diques. Diques de alaskita ro-sada, de grano medio son abundantes en laregión de la Central Hidroeléctrica del Nare.Pegmatitas rosadas con turmalina afloran aleste de San Rafael: esporádicamente se en-cuentran diques delgados de aplita y felsita(FEININGER et al., 1972; FEININGER yBOTERO, 1982).

3.3.21.2. Origen - Edad.

Dos hipótesis se han planteado para explicarel origen del Batolito Antioqueño: por inyec-ción magmática (BOTERO, 1963; FEININGERy BOTERO, 1982, ÁLVAREZ, 1983) y por re-emplazamiento “in situ”, de rocaspreexistentes (RADELLI, 1965, 1967). Los cri-terios de campo y de laboratorio son más com-patibles con un origen magmático y explican


INGEOMINAS 137

de una manera más clara las diferentes rela-ciones y variaciones que se presentan en él.

Las siguientes características, basadas en los tra-bajos de campo y laboratorio mencionados, de-jan pocas dudas de que el Batolito Antioqueñose formó por la intrusión y cristalización de unmagma homogéneo, inicialmente a alta tempe-ratura (FEININGER y BOTERO, 1982):

- La uniformidad textural y de composición,con una facies normal granodioríticatonalítica con textura hipidiomórficaequigranular, con cristales euhedrales asubhedrales de plagioclasa, hornblenda ybiotita entre los cuales aparecen dispersoso intersticiales granos de ortoclasa y cuar-zo y la presencia de plagioclasas zonadas,núcleos de clinopiroxeno en hornblenda yel hecho que la biotita sea menosidiomórfica que la hornblenda asociada,implican un magma homogéneo que cris-talizó siguiendo el orden determinado ex-perimentalmente

- Contactos agudos y discordantes: Este tipode contactos son consistentes cuando sonproducidos por inyección de un magma lí-quido, hecho que explica mejor la discor-dancia, en ausencia de fallamiento.

- La presencia de una aureola de contacto,de alta temperatura, indica que el batolitose emplazó como un magma caliente.

- Los diques-apófisis del batolito en la rocaencajante son discordantes y presentan con-tactos agudos: éstos se formaron por relle-no de fracturas con el magma líquido

- Los diques desilicificados, en rocascalcáreas, implican una reacción de un lí-quido silíceo con la roca calcárea, para for-mar silicatos de calcio.

- Ausencia de paralelismo en la foliación deinclusiones cercanas, es incompatible conun reemplazamiento parcial de la rocaencajante. Este hecho es más fácil de expli-car por la intrusión de un magma fluido.

Los diagramas de variación (ALVAREZ, 1983)indican un proceso de diferenciación a partirde un magma generado en la corteza, quepudo haber sido controlado principalmentepor cristalización fraccionada. Sin embargo,localmente existen evidencias de asimilaciónmagmática, en especial en contacto con rocasbásicas, donde se forman agmatitas y la rocase hace más básica (BOTERO, 1963).

Rocas híbridas por asimilación de rocaspelíticas o calcáreo-pelíticas, ocurren localmen-te (HALL et al., 1972). Segregaciones básicaso autolitos son comunes en zonas de borde.

La edad estratigráfica del Batolito Antioqueñopuede establecerse relativamente, ya que lasrocas más recientes que intruye correspondena sedimentitas del Cretácico Inferior, las cua-les contienen, cerca a San Luis, abundantesfósiles del Aptiano-Albiano (FEININGER et al.,1972), en áreas próximas a la zona de contac-to y es cubierto localmente por depósitosaluviales recientes. Las edades determinadasen biotita por el método K/Ar sonconcordantes, varían entre 68 ± 3 y 80 ± 3(MAYA, 1992) y corresponderían a edadesmínimas; edades más jóvenes de 58 y 60 m.aRb/Sr, podrían indicar períodos de deforma-ción dinámica sobre las granodioritas.

Aunque no hay una distribución uniforme delas rocas datadas, el corto intervalo entre mues-tras ampliamente esparcidas, implica un em-plazamiento en un solo pulso, con enfriamien-to relativamente simultáneo. Sinembargo, sonpocas las dataciones que se tienen para uncuerpo de esta magnitud y por lo tanto la in-


138 INGEOMINAS

terpretación debe tomarse como preliminarmientras se tiene un muestreo sistemático ymás representativo estadísticamente.

Faure (1978) basado en un estudiogeocronológico por el método Rb/Sr, consideraque las intrusiones en la Cordillera Central,entre ellas la del Batolito Antioqueño, son másantiguas que las establecidas por el método K/Ar y que estas representan un evento térmicoreciente que se refleja en un error considera-ble en las edades Rb/Sr obtenidas para unarelación inicial Sr87/Sr86 de 0,7083.

3.3.22. Stock de Tres Mundos (Kgtm)

Cuerpo alargado de 10 km² en el área de TresMundos unos 12 km al noreste de Argelia; esun intrusivo en rocas metamórficas del flancoeste de la Cordillera Central, descrito porFeininger et al., (1972).

La roca predominante es una granodioritafélsica, que contiene biotita como único máfico.La roca es gris clara o crema, alotriomórfica ahipidiomórfica, equigranular de grano medio.La composición modal promedio es: cuarzo34,6%, ortoclasa 21,9%, oligoclasa 30,6%,biotita 5,3% moscovita 2,8%, clorita 3,6% y ac-cesorios 12% (apatito, epidota, esfena, opacos,turmalina y circón).

El cuarzo aparece fracturado con extinciónondulatoria débil. La ortoclasa es intersticial,pertítica y aparece argilizada. La oligoclasapresenta zonamiento normal. La biotita espardo rojiza y por lo general está fuertementecloritizada, resaltando los halos pleocroicos al-rededor de inclusiones de circón.

La composición y relación discordante con lasrocas metamórficas encajantes, indican queeste cuerpo cristalizó a partir de un magma

que formó en su extremo norte una delegadaaureola de contacto con desarrollo deandalucita. No se tienen edades de este cuer-po; Feininger et al., (1972) considera que porsu composición más félsica, es más joven queel Batolito de Sonsón. Además, su composi-ción es muy similar a la de la Diorita deAquitania, que intruye lutitas del Cretácico ypor ello se han considerado ambos cuerposcomo del Cretácico Superior.

3.3.23. Stock de Aquitania (Ksscma)

Cuerpo descrito por Feininger et al., (1972) lo-calizado en la población de Aquitania, al orien-te del departamento , con una extensión de 43km². Los contactos en su extremos oeste y no-roeste son fallados; localmente intruye esquistossericíticos, neises y lutitas cretácicas. El contac-to con el neis se caracteriza por la presencia debrechas, con lentes de cuarcita. La lutitacretácica ha sido transformada en cornubianita,en facies albita-epidota. Superficialmente es si-milar al Stock de Tres Mundos, localizado 8 kmal oeste, aunque en detalle el de Aquitania escomplejo y podría ser compuesto (FEININGERet al, 1972); está formado por cuarzomonzonitas,pero facies locales incluyen granodioritas,tonalitas y cuarzodioritas con fayalita. Además,son comunes diques de pórfidos félsicos.

La cuarzomonzonita y granodiorita son detextura micropegmatítica, grano medio,hipidiomórficas granulares, de color gris a cre-ma y de composición félsica. Los mineralesesenciales son plagioclasa intermedia, fuerte-mente zonada en matriz micropegmatítica, deortoclasa-cuarzo. Los minerales máficos sonláminas de biotita pardo-rojiza, parcialmentecloritizada y agregados de hornblena verde ybiotita. Los minerales accesorios son apatitoen grandes cristales y prismas incoloros de cir-cón, con opacos asociados.


INGEOMINAS 139

La cuarzodiorita fayalítica ocurre como blo-ques residuales, constituidos por plagioclasaintermedia, cuarzo, ortoclasa, biotita yfayalita. La roca es de color gris verdoso, degrano fino a medio, hipidiomórficaequigranular. La edad de este cuerpo es in-cierta; es intrusivo en lutitas del Cretácico In-ferior pero su relación con otras rocas ígneasy en especial con el Batolito Antioqueño no esclara. Conjuntamente con el Stock de TresMundos se les ha asignado tentativamente unaedad Cretácico Superior.

3.3.24. Gabro de Altamira (Ksga).

Relacionados con rocas volcánicas básicas dela Formación Barroso, se encuentran cuerposmenores de gabro clinopiroxénico, de noritay de gabro olivínico, denominados en térmi-nos generales como Ksg. El cuerpo mayor,(Ksga) de 3 km², tiene forma elíptica, de orien-tación N 35° W y aflora en la carretera quedel Río Cauca conduce a Altamira de donderecibe el nombre. Este cuerpo hace parte deldenominado «Arco Incipiente de Altamira»(RESTREPO y TOUSSAINT, 1976) y corres-ponde a la Formación Volcánica del GrupoCañasgordas, tal como fue definido porAlvarez (1971b) y que luego aparece en Irving(1971).

La roca predominante es maciza, faneríticade grano medio con variaciones a grano finoy a pegmatítica, con grandes cristales depiroxeno entre los cuales aparece plagioclasaintersticial.

La textura varía de hipidiomórfica granular asubofítica; la plagioclasa cálcica está reempla-zada por agregados de saussurita, el piroxenoes augita fresca y los accesorios son esfena,apatito y magnetita-ilmenita. Como minera-les de alteración se encuentran epidota, pro-

ducto de saussuritización de plagioclasa, yclorita según piroxeno.

3.3.24.1. Relaciones-Edad.

El gabro del cuerpo principal de Altamira(Ksga) y los cuerpos relacionados (Ksg), seencuentran espacialmente ligados condiabasas, espilitas, lavas almohadilladas ypiroclastitas de la Formación Barroso. Las ro-cas piroclásticas reposan sobre lavasalmohadilladas cerca a Altamira. El gabro pa-rece ser intrusivo en estas rocas y está relacio-nado con la misma secuencia en las curvas deMorrón y es intrusivo en capas de chert, in-tercaladas en las rocas volcánicas; la relacióngabro-rocas volcánicas no es clara, debido ala intensa meteorización.

Las edades obtenidas (MAYA, 1992) indicanun intervalo de cristalización delCenomaniano al Campaniano, un poco másjoven que la del Batolito de Sabanalarga, delcual el gabro podría corresponder a una fa-cies básica, por asimilación o contaminacióncon las rocas volcánicas de la Formación Ba-rroso.

3.3.25. Complejo Santa Cecilia - La Equis(Ksvx)

Las rocas ígneas volcánicas del flanco Occi-dental de la Cordillera Occidental, en el de-partamento denominadas basaltosolivínicos (ÁLVAREZ Y GONZÁLEZ, 1978),Formación Santa Cecilia (CALLE y SALI-NAS, 1986) y andesitas de la Formación LaEquis, (CALLE Y SALINAS, 1986) se agru-pan en este trabajo con el nombre compuestoComplejo Santa Cecilia - La Equis, diferen-ciándolas del mismo nombre utilizado porSalazar et al., (1991) quienes incluyen en


140 INGEOMINAS

este Complejo las rocas plutónicas delBatolito de Mandé y sus facies marginaleshipoabisales.

La unidad Santa Cecilia aflora al este delBatolito de Mandé, entre Antioquia y Chocó,como una faja continua de orientación norte-noroeste, amplitud variable entre 2 y 7 km, encontacto fallado con sedimentitas y vulcanitasdel Grupo Cañasgordas y hacia el sur es limi-tada por el Batolito de Mandé.

Litológicamente es una unidad heterogéneaconstituida por flujos lávicos básicos, bre-chas, aglomerados, tobas con niveles loca-les de lavas almohadilladas e intercalacio-nes de limolitas, lodolitas calcáreas, chert ycalizas.

Los flujos son de composición basáltica, maci-zos, vesiculares o porfídicos, con una pastadensa, de color negro verdosa cuando presentaalteración. Con base en su composición y ca-racterísticas texturales es posible determinarlas siguientes variedades:

- Basaltos augíticos porfiríticos, confenocristales de augita-pigeonita, en matrizhipocristalina, con vidrio palagonitizado

- Basaltos feldespáticos augíticos, confenocristales de plagioclasa, en matriz hipo-cristalina, con plagioclasa, clinopiroxeno,vidrio palagonitizado y magnetita

- Basaltos olivínicos con textura porfirítica yfenocristales de plagioclasa, augita, olivinoy ocasionalmente hipersteno, en matrizhipocristalina, con vidrio palagonitizado

- Basaltos feldespáticos. Presentan sólofenocristales de plagioclasa, en matrizhipocristalina pilotaxítica, con microlitos deplagioclasa y augita

Las brechas y aglomerados son macizos cons-tituidos por fragmentos de basaltos, tobas yabundantes cavidades rellenas de clorita. Elsoldamiento de las bombas o bloques dificultasu separación de los flujos basálticos, pues enafloramientos no es clara la naturalezapiroclástica.

Las tobas son macizas, de color gris verdoso ypor lo general muestran buena estratificación;están intercaladas en los flujos basálticos y pre-dominan las cristalolíticas y ocasionalmente,tobas de cristales vitrocristalinas. Tanto en lastobas como en los flujos basálticos con los cua-les están asociados, existen vesículas rellenascon ceolitas, clorita y calcita, pumpellyita yclorita, prehnita y epidota.

La secuencia piroclástica se encuentra inter-calada con lentes de rocas sedimentarias comochert, limolitas, arenitas y epiclastitas; local-mente hay estratos calcáreos de biosparitas conabundante microfauna y aporte terrígeno re-presentado por clastos de cuarzo, feldespatosy líticos de basaltos. Localmente, hacia lamargen occidental afloran calcilutitas, grisoscuro, fosilíferas, con cuarzo como únicoaporte terrígeno.

El nombre de La Equis se utiliza para designarla unidad de este complejo localizada al occi-dente del Batolito de Mandé, que constituye unafaja alargada norte-sur con una amplitudpromedia de 6 km. Al este el contacto es proba-blemente fallado y es intruida por el Batolito deMandé del Eoceno y hacia el oeste subyace unasecuencia de calizas pelágicas, Formación Uva,del Oligoceno (HAFFER, 1967).

Esta unidad la conforma básicamente, una se-cuencia de flujos basálticos, aglomerados, bre-chas y tobas que indican un proceso de vulca-nismo complejo, con algunos cuerpos de la-vas ácidas, a veces con estructura brechoide.


INGEOMINAS 141

Los aglomerados y brechas aparecen interca-lados con tobas y basaltos en contactos tajan-tes; están constituidos por una asociación caó-tica de fragmentos angulares a subangulares,de rocas volcánicas básicas a intermedias. Lastobas corresponden, por tamaño, a tobas deceniza o lapilli; aparecen estratificadas concontactos rectos a ondulados definidos por laacumulación de material tamaño arcilla, decolor pardo con cristales de calcita distribui-dos irregularmente; son fundamentalmentetobas líticas a lítico-cristalinas, con líticos debasaltos y cristales de plagioclasa sin matrizvítrea.

Los flujos son de composición basáltica hastaandesítica y aparecen intercalados con las ro-cas piroclásticas. Son macizos de color negroa verdoso, localmente con estructuracolumnar, de textura porfídica, confenocristales de plagioclasa y clinopiroxeno enmatriz hipocristalina, compuesta pormicrolitos de plagioclasa, clinopiroxeno, vidriopardo en proceso de palagonitización y opa-co finogranular de la serie magnetita-ilmenita.Son abundantes vesículas rellenas con clorita,calcedonia de hábito radial y calcita. Algu-nas muestras se caracterizan por la presenciade hornblenda basáltica, rodeada por una co-rona de óxidos de hierro.


Las rocas volcánicas del Complejo Santa Ce-cilia - La Equis conjuntamente con elBatolito de Mandé, hacen parte de un arcovolcánico insinuado en los trabajos de geo-logía regional de noroccidente colombiano,denominado Arco de Sautatá (HAFFER,1967; CASE et al., 1971), Arco de Dabeiba(DUQUE-CARO, 1989) o de Mandé ubica-do en el terreno Cuna (RESTREPO yTOUSSAINT, 1989).

Los análisis químicos disponibles (CALLE y SA-LINAS, 1986; SALAZAR et al., 1991), indicanuna tendencia toleítica para las rocas volcáni-cas de la unidad Santa Cecilia, mientras que enlas de la unidad La Equis, la tendencia es calco-alcalina (SALAZAR et al., 1991), lo cual impli-caría un modelo de arco magmático generadoen un proceso de subducción de este a oeste.

Tanto la unidad Santa Cecilia como La Equisestán suprayacidas por sedimentos piroclásticoscon la parte más gruesa hacia el eje y más finahacia las partes distales de la estructura del arco;sobre éstos se depositaron en discordancia sedi-mentos marinos del Grupo Atrato al oeste; aleste se observa una deformación intensa de lassedimentitas pre-Mioceno, evidencia del levan-tamiento del arco durante su acreción a la Cor-dillera Occidental.

La edad de las rocas, diferente a la edad de laacreción, en la unidad Santa Cecilia, está defi-nida por los fósiles hallados en los niveles de ca-liza intercalados con las vulcanitas que indicanedades por encima del Coniaciano, posiblementeCampaniano (CALLE y SALINAS, 1986). Launidad La Equis está suprayacida por la For-mación Uva del Oligoceno (HAFFER, 1967) y esintruida por el Batolito de Mandé del Eoceno(MAYA, 1992); fuera de lo anterior no es posi-ble determinar con mayor precisión su edad. Sinembargo, ella está enmarcada por la presenciade margas con restos de nummulites que indi-can el Paleógeno temprano.

3.4. CENOZOICO

Afloran sobre la Cordillera Occidental plutonessin y postectónicos, algunos de dimensionesbatolíticas como los de Mandé y Farallones, decomposición monzonítica a tonalítica, intruidasentre el Eoceno temprano y el Mioceno tardío,que marcan la continuación de la actividad


142 INGEOMINAS

magmática iniciada a finales del Cretácico. Re-lacionados con el valle actual del Río Cauca seencuentran intrusivos subvolcánicos, de compo-sición andesítica predominante, estructuraporfirítica y edades entre el Mioceno tardío y elPlioceno (MAYA, 1992). La sedimentaciónPaleógeno tardío-Neógeno temprano, de lacuenca del Río Cauca es continental y constitu-ye la Formación Amagá caracterizada por lapresencia de bancos y capas de carbón; sobreestos sedimentos se depositaron derrames lávicosy secuencias piroclásticas de la FormaciónCombia del Mioceno Superior, que marcó el ini-cio de una intensa actividad volcánica, que seextiende hasta el Reciente.

La sedimentación en la cuenca del Bajo CaucaAntioqueño, hacia los límites con Córdoba, escontinental caracterizada por formacionesdonde predominan colores rojos intensos, deambientes altamente oxidantes. Algunos ni-veles de alta energía en estas formaciones sonauríferos. La nomenclatura estratigráfica uti-lizada para las unidades de esta región es lamisma que la empleada al norte, en elCuadrángulo F8- Planeta Rica (DUEÑAS YDUQUE, 1981).

Sedimentitas con aporte volcánico delNeógeno, correlacionables con la FormaciónMesa, aparecen en la parte oriental del de-partamento, en el Valle Medio del Río Mag-dalena, aunque no se encuentran las mesetasque caracterizan esta unidad hacia el sur, enlos departamentos de Caldas y Tolima.

La región de Urabá y el Atrato, en el extremonoroccidental del departamento, se caracte-riza por la presencia de depósitossedimentarios bien consolidados, del Eocenohasta el Plioceno, epicontinentales a continen-tales, en los cuales se encuentran algunos ban-cos de carbón. Para la descripción de estasunidades de ha utilizado la nomenclatura em-

pleada por la industria del petróleo y propues-ta por Haffer (1967) y complementada por Ro-jas (1968) para el Bajo Atrato en el Departa-mento del Chocó, ya que las unidades, por logeneral, presentan continuidad geográfica,con las acá consideradas.

Los depósitos cuaternarios son principalmentealuviales y aumentan su extensión hacia laszonas planas del departamento. Localmenteaparecen capas de cenizas volcánicas, quesólo se conservan y tienen un espesor apre-ciable en zonas de baja pendiente, como enlos altiplanos de Rionegro y Santa Rosa y enel área del Páramo de Sonsón. Depósitos deflujos y coluviales, por su extensión, no alcan-zan a ser representados en el mapa, aunquelocalmente puedan ser significativos.

3.4.1. Batolito de Mandé (Pggm)

El Batolito de Mandé (ÁLVAREZ, 1971a,b) esel cuerpo magmático granitoide de mayor ta-maño en la Cordillera Occidental; bordea elValle del Río Atrato por unos 200 km y tieneun ancho máximo de 20 km en los departa-mentos de Antioquia y Chocó; se prolongahacia el NW en Panamá. Recibe su nombredel corregimiento de Mandé, Municipio deUrrao, sobre el flanco occidental de la cordi-llera. Su forma es alargada, en dirección N45° W, con contactos irregulares ydiscordantes con las estructuras regionales.

Este cuerpo ha sido estudiado petrográficamen-te en detalle en algunas regiones, donde sirvede roca encajante a pórfidos cupríferos, comoen Acandí (ÁLVAREZ, y PARRA, 1979), Pan-tanos (ÁLVAREZ et al, 1984) y Murindó(GUARIN y ÁLVAREZ, 1977). En estas zonaslas rocas predominantes son tonalitas ygranodioritas, con variación textural acuarzodioritas porfídicas y pórfidos


INGEOMINAS 143

cuarzodioríticos que corresponden a las faciesmineralizadas. A su vez es intruido por pórfidosandesíticos y dacíticos, pobres en sulfuros eintruye rocas básicas del Complejo Santa Ceci-lia-La Equis, posiblemente del Cretácico(ÁLVAREZ y GONZÁLEZ, 1978). Los efectostérmicos se manifiestan por la presencia decornubianitas de grano fino, en facieshornblenda cornubianita.

Predominan cuarzodioritas con variación adiorita en el extremo meridional, e intruyerocas volcánicas básicas, que producen unadelgada aureola de contacto, caracterizadapor la presencia de cornubianitasfinogranulares. La roca ha sufrido alteraciónhidrotermal fuerte, desde propílica hastapotásica, en el contacto con los pórfidoscupríferos (ÁLVAREZ et al., 1984).

Aunque en el mapa geológico del departa-mento, aparece como un cuerpo homógeneopor la escala de representación, el batolito pre-senta facies más básicas por lo general hacialos bordes y facies texturales variables, debi-das probablemente a diferentes niveles de em-plazamiento y a efectos dinámicos que modi-fican las relaciones entre cristales y su forma.

La roca predominante en la parte central delbatolito es fanerítica hipidiomórfica de granomedio, maciza de color blanco, moteada de ne-gro por minerales máficos. Hacia los bordes pre-dominan texturas inequigranulares porfídicas ylocalmente estructuras foliadas, producidas porprotoclasis o por efectos dinámicos. Los mine-rales esenciales son: plagioclasa, cuarzo,hornblenda y biotita, con escaso feldespato po-tásico en proporciones variables (Tabla 28).

MUESTRA (1) (2) (3) (4) (5) (6)

TABLA 28. RANGOS DE COMPOSICIÓN MODAL EN EL BATOLITO DE MANDÉ

CUARZO

FELDESPATO K

PLAGIOCLASA

HORNBLENDA

BIOTITA

CLINOPIROXENO

ESFENA

APATITO

OPACOS

CLORITA

OTROS

An Plaigoclasa

0-4

7-13

66-73

4-21

0-4

0-12

0-0,1

TR-0,1

1-3

-

-

32-40

20,6

18,2

47,1

7,2

5,7

-

TR

0,20

0,9

0,10

-

42

21,5-28,4

0-3,4

46,5-66,7

0-88

0-4,8

-

0-TR

Tr

0,5-2,8

2,8-14,1

TR-9,6

30-40

16,1-26-9

0-5,9

44,9-59,6

0-21,3

0-3,9

-

0,1-0,3

TR-0,1

0,9-1,6

3,7-9,3

0-2,0

32-47

6,1-23,1

0-11,6

58,6

40,1

9,3

-

TR-0,1

TR-01

0,7-1,3

0-9,0

0,3-2-1

41-50

15,8

4,9

59,6

7,6

6,6

0,31

0,1

0,1

0,43

2,84

1,16

36

TR: TrazasREFERENCIAS(1) CALLE y SALINAS (1986)(2) BOTERO, (1975)(3) RAMIREZ et al., (1979)( Pantanos-Pegadorcito)(4) GUARIN Y ALVAREZ (1977). (Murindó)(5) ALVAREZ y GONZALEZ (1978)


144 INGEOMINAS

La facies básica presenta una amplia varia-ción mineralógica y localmente se encuentratransición desde piroxenita hipersténica has-ta gabro de textura pegmatítica conclinopiroxeno y gabros hornbléndicos. SegúnAlvarez (1983), aunque las relaciones estruc-turales de este batolito no están claramentedefinidas, las áreas donde han sido estudia-das en detalle, Murindó y Pantanos, indicanun emplazamiento post-tectónico con una fa-cies subvolcánica tardía, que produce el efec-to mineralizante.

El contacto oeste, en las zonas de Pantanos yMurindó, está modificado por la FallaMurindó y fallas relacionadas, de direcciónN 30° W. La roca está fuertemente cizalladay cuerpos de serpentinita se han emplazadotectónicamente, a veces acompañados de ro-cas volcánicas y plutónicas básicas, constitu-yendo una asociación de afinidad ofiolítica.La escasez de afloramiento y condiciones deinfraestructura, han impedido hacer un estu-dio detallado de todo el cuerpo en esta área.


El Batolito de Mandé presenta característicasgenerales de cuerpos granitoides orogénicos,con facies marginales de borde, que eviden-cian efectos de asimilación de las rocas bási-cas encajantes, con abundantes xenolitosesferoidales, de rocas finogranulares máficasprovenientes de la roca caja y afectados poreventos térmicos. Localmente, las facies mar-ginales son andesíticas y desarrollan zonas decornubianita. Tanto en el extremo sur comohacia el norte presenta contactos intrusivos conla secuencia volcánica de La Equis- Santa Ce-cilia, originando una zona estrecha de brechas;estos contactos corresponden a una zona dedebilidad tectónica, marcada por fallas regio-nales con efectos de metamorfismo dinámico

intensos, pero donde aún es posible reconocerclaramente el contacto intrusivo entre el cuer-po granítico y el volcánico que quedó adheri-do a él y separado del resto del volcánico porfallamiento.

La variedad textural y petrográfica tan am-plia, las facies marginales con evidencias deasimilación, los contactos discordantes contruncamientos de las estructuras regionales,son características de cuerpos plutónicos em-plazados en la epizona, en el sentido deBuddington (1959).

Las características faciales y petrográficas delbatolito y de las rocas hipoabisales porfídicasde Murindó, Pantanos, Mandé, RíoAmparradó y otros sitios localizados hacia elborde occidental del cuerpo, con los cuales seencuentran relacionados varios prospectos deCu-Mo y Cu-Au, indican una relacióngenética donde las rocas porfídicas represen-tan una facies subvolcánica tardía, queautointruye la masa principal intrusiva, for-mando un complejo volcánico-intrusivo.

Se han obtenido edades isotópicas del Batolitode Mandé, tanto en la facies granitoide nor-mal como en las rocas porfídicas que contie-nen las mineralizaciones diseminadas de Cu-Mo y sus zonas de alteración hidrotermal. Laedad más reciente es de 34 m.a. K/Ar biotita(BOTERO, 1975), mientras que para muestrasde Pantanos - Pegadorcito y Murindó se tieneedades de 42 ± 0.9 m.a. K/Ar y 54.7 ± 1.3m.a. K/Ar respectivamente. Además existeuna edad de 47.1 ± 2.5 obtenida en hornblenda(GÖBEL y STIBANE, 1979) en una muestrade tonalita del oriente de Quibdó. Teniendoen cuenta el nivel de emplazamiento y las ca-racterísticas del batolito, las edades obtenidaspueden asumirse como de cristalización lo cualindicaría que esta comenzó en el Paleoceno yse extendió posiblemente hasta el Eoceno y por


INGEOMINAS 145

lo tanto las rocas volcánicas encajantes, almenos serían de finales del Cretácico alPaleoceno temprano, descartando cualquieredad más joven que haya sido asignada a éstaunidad.

3.4.2. Andesita de Buriticá (Pgab)

Cuerpo de forma ovalada de 2 km de diáme-tro y una extensión aproximada de 3 km², queaflora entre el cacerío de Pinguro y Buriticá,de donde recibe su nombre. Abundantes di-ques de composición andesítica y texturaafanítica se encuentran relacionados con estecuerpo y es común encontrar zonas de altera-ción hidrotermal, con pirita fina diseminada.

Las posiciones geográfica, al occidente del ca-ñón del Río Cauca, y tectónica, por fuera delSistema de Fallas Romeral, al cual estánrelacionados los cuerpos hipoabisales carac-terísticos de composición andesítica, permitenconsiderar este cuerpo como una unidad in-dependiente, respecto al cinturón de pórfidosdel Cauca.

El contacto occidental es intrusivo en lavasalmohadilladas de la Formación Barroso y enlos sedimentos silíceos relacionados con éstas;también intruye la diorita hornbléndica delStock de Buriticá, relacionada con el Batolitode Sabanalarga; el contacto oriental convulcanitas de la Formación Barroso, está mar-cado por la Falla Tonusco (ÁLVAREZ YGONZÁLEZ, 1978).

La roca predominante es maciza de color grisa gris verdoso cuando fresca, finogranular amicroporfídica con fenocristales bien forma-dos de plagioclasa y hornblenda. En el centrodel cuerpo se observa una roca granular degrano medio, mientras que hacia los bordes esafanítica y sin fenocristales. Por lo general, la

alteración hidrotermal está marcada por el de-sarrollo de cristales gruesos de pirita euhedral.

La matriz es microcristalina y está constitui-da por microlitos de plagioclasas intermedia,cristales finos de piroxeno y hornblenda y porilmenita con alteración a leucoxeno. Losfenocristales de plagioclasa son euhedrales, decomposición An30-40, fracturados y con dé-bil zonamiento. La hornblenda es pardo-ver-dosa y muestra uralitización con abundanteopaco asociado. Los accesorios son pirita yapatito; la primera alcanza hasta un 4%, sien-do notoria por la pátina pardo-amarillenta dehematita-limonita, que deja al oxidarse.

La zona de alteración hidrotermal se caracteri-za por la presencia de una roca de color grisclaro a blanco, con pirita euhedral en cubos ypiritoedros, donde tanto la textura como lamineralogía originales han sido profundamen-te modificadas. La composición predominantees sericita en agregados finogranulares, albita,cuarzo, clorita, epidota, calcita y pirita. Estamineralogía es indicativa de alteracionespropílica y argílica, que acompañaron el proce-so de mineralización marcado básicamente ensuperficie por la presencia de pirita. El Inventa-rio Minero Nacional (IMN) efectuó varias per-foraciones en el área, pero los valores encontra-dos tanto para metales preciosos como parametales base, no fueron de importancia econó-mica (FEININGER y CASTRO, 1965).


Las características texturales, la composiciónasí como las relaciones con unidades rocaencajantes, indican un origen magmático, decarácter intrusivo con enfriamiento en condi-ciones subvolcánicas, que permitió la forma-ción de un cuerpo de textura porfídica y ma-triz cristalina finogranular.


146 INGEOMINAS

Este cuerpo ha sido correlacionado con las ro-cas porfídicas de Titiribí (CASTRO yFEININGER, 1965) y con las del Cauca(ÁLVAREZ y GONZÁLEZ, 1978) delMioceno superior en las cuales son comuneszonas de mineralización y alteraciónhidrotermal. Sinembargo, una datación K/Ar en roca total, indica una edad de 43.8 ±4.3 m.a. (GONZÁLEZ, 1995), lo cual indica-ría que pertenece al ciclo de actividadmagmática del Eoceno durante el cual se for-mó el Batolito de Mandé (SILLITOE et al.,1982) y con el cual hay importantes eventosmineralizantes relacionados.

3.4.3. Stocks Monzodioríticos (Ngmd)

Al noroccidente del departamento, entre los mu-nicipios de Dabeiba, Frontino, Abriaquí y Urrao,sobre la Cordillera Occidental, afloran varioscuerpos de composición monzodiorítica, cuyaforma y extensión son variables, pero que porsu similitud textural, composicional y por posi-ción tectónica, se han correlacionado y conside-rado de la misma edad.

Los cuerpos de mayor extensión son:

- Stock Cerro Frontino (Ngcf). Cuerpo enforma de embudo con un ancho de 2 kmen el extremo norte y 7 km en el sur, conun área de 40 km². Está localizado en elMunicipio de Urrao, en la región cerca aFrontino, caracterizada por una intensa ac-tividad minera. Esta emplazado en elmiembro areno-arcilloso y en la FormaciónBarroso del Grupo Cañasgordas formando,en el primer caso, una amplia aureola decontacto cuyo grado de metamorfismo al-canza la facies de piroxeno cornubianita.

- Stock de Morrogacho (Ngmg). Está locali-zado unos 8 km al suroeste de

Cañasgordas. Tiene forma rectangular con3 km en su dimensión mayor, norte-sur, y1,5 km de ancho; constituye el Cerro deMorrogacho, de donde recibe su nombre.Está emplazado en el miembro areno-arci-lloso de la Formación Penderisco del Gru-po Cañasgordas, formando una aureola decontacto caracterizada por la presencia decornubianitas biotíticas en facieshornblenda cornubianita.

- Stock de La Horqueta (Nglh). Cuerpo deforma ovalada, con una extención de 1,2km² que constituye una saliente topográficanotoria entre Frontino y Abriaquí, dondese encuentra localizada la mina La Horque-ta. Intruye sedimentos areno-arcillosos delGrupo Cañasgordas, y forma una aureolade contacto con cornubianitas micáceas enfacies albita-epidota cornubianita.

- Stock del Páramo de Frontino (Ngpf). Cuer-po irregular, con una extensión de 31 km²,localizado en el Páramo de Frontino, dedonde recibe su nombre, unos 5 km al nor-te de Urrao. El cuerpo principal es intrusivoen sedimentos areno-arcillosos del GrupoCañasgordas; forma una aureola de con-tacto, con cornubianitas en facies piroxenohasta albita-epidota cornubianita.

- Stock de Cerro Plateado (Ngcp). Cubre unárea de 15 km² entre los municipios deUrrao, Salgar y Ciudad Bolívar; constituyeel Cerro Plateado de donde recibe su nom-bre. Intruye sedimentitas del GrupoCañasgordas y forma una delgada aureolade contacto con cornubianitas en faciesalbita-epidota cornubianita.

La roca predominante en estos cuerpos eshipidiomórfica granular media a gruesa,equigranular, maciza de color gris a blancomoteado de negro, por minerales ferromagne-


INGEOMINAS 147

sianos; está compuesta esencialmente porplagioclasa, feldespato potásico, cuarzo,clinopiroxeno, hornblenda y biotita en propor-ciones variables, variando entre monzonita ymonzodiorita hacia cuarzo diorita-tonalita. Enla Tabla 29 se pueden observar algunos análi-sis modales de rocas en estos cuerpos.

El máfico predominante es clinopiroxeno perola hornblenda puede reemplazarlo totalmen-te y en este caso la roca se clasifica como dioritahornbléndica. La plagioclasa aparece bienmaclada y por lo general zonada de composi-ción entre An 36 y An 50. El feldespato potá-sico es ortoclasa no maclada, intersticial ypertítica. En el clinopiroxeno es común reem-plazamiento por anfíbol uralítico; cuando fres-co es prismático con pleocroismo débil. Labiotita es parda con inclusiones de circón, con

halo pleocroico fuerte. Como accesorios apa-recen cuarzo, apatito, circón, esfena y mine-rales opacos.


Aunque existen algunas diferencias entre lasrocas que constituyen estos stocks, es muy pro-bable por sus relaciones estructurales, contac-tos y posición geográfica, que tengan un ori-gen común y pertenezcan al ciclo de activi-dad magmática el cual se extendió desde elOligoceno medio al Plioceno temprano, a lolargo de toda la Cordillera Occidental(ÁLVAREZ y GONZÁLEZ, 1978; ÁLVAREZ,1983), seguido de un extenso vulcanismo ytectonismo.

TABLA 29. ANÁLISIS MODALES DE STOCKS MONZODIORÍTICOS DE LA CORDILLERAOCCIDENTAL EN EL DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA.

TR: TrazasREFERENCIAS(1) Páramo Urrao. Monzodiorita hornbléndica (BOTERO, 1975)(2) Cerro Frontino. Monzodiorita piroxénica-diorita (ÁLVAREZ Y GONZÁLEZ, 1978)(3) Morrogacho. Diorita piroxénica (ÁLVAREZ Y GONZÁLEZ, 1978)(4) La Horqueta. Diorita piroxénica, Quebrada La Mina (ÁLVAREZ Y GONZÁLEZ, 1978)(5) Páramo Frontino. Monzonita augítica (ÁLVAREZ Y GONZÁLEZ, 1978)(6) Cerro Plateado. Diorita (CALLE Y SALINAS, 1986)

CUARZOORTOCLASAPLAGIOCLASAHORNBLENDABIOTITACLINOPIROXENOESFENAAPATITOOPACOSCLORITA - EPIDOTAOTROS

An Plagioclasa

3,121,035,032,53,8-TR0,23,101,00

50

TR-8,144,9-12,337,3-64,81,6-8,16,6-10,36,8-0,20,8-TR0,2-0,31,6-1,90,2-2,1

26-43

-TR64,18,09,119,5TRTR1,30,8

46

0,8-59,913,69,411,10,10,31,42,3

39

3,520,435,622,34,89,6-0,22,71,0

46

2-3-52-638,9-156-911-270-TR0-TR1,5-2,0Tr-0,1

40-44

MUESTRA (1) (2) (3) (4) (5) (6)


148 INGEOMINAS

Algunos de estos cuerpos presentan un enri-quecimiento en sulfuros depositados en filo-nes o como relleno de fracturas, tanto en elcuerpo principal como en la roca encajante,dando origen a mineralizaciones de importan-cia económica, como las del área de Frontino,Morrogacho y La Horqueta.

El único cuerpo datado es el del Páramo deFrontino (BOTERO, 1975), donde se obtuvouna edad de 11 m.a. K/Ar en biotita, edadsimilar a la obtenida para el Batolito deFarallones (CALLE et al., 1980) y confirman-do así la presencia de un cinturón magmático,que afectó el eje de la Cordillera Occidentaldurante este tiempo.

3.4.4. Batolito de Farallones (Ngtf)

Cuerpo intrusivo de forma elongada empla-zado en el eje de la Cordillera Occidental en-tre los límites de Antioquia y Chocó. Recibesu nombre del Corregimiento de Farallones,Municipio de Ciudad Bolívar y cubre en el áreadel departamento unos 150 km².

El emplazamiento del batolito modificó las es-tructuras regionales, formando en lassedimentitas cretácicas del GrupoCañasgordas una aureola de contacto, mayorde 500 m, con cornubianitas micáceas, en fa-cies piroxeno cornubianita hasta albita-epidota cornubianita.

La mayoría de los afloramientos se encuen-tran por encima de los 2.200 m.s.n.m. y porello la información petrográfica y analítica esescasa aunque en el trabajo de Calle y Salinas(1986) hay cierto detalle sobre sus caracterís-ticas petrográficas. Entre el 60% y 90% delbatolito está constituido por monzodioritamaciza granular, de grano medio a grueso ycolor moteado de negro por presencia de

máficos. La composición media se indica enla Tabla 30.

Los minerales esenciales son plagioclasa de com-posición oligoclasa-andesina, bien maclada y porlo general zonada, con abundantes inclusionesde apatito y hornblenda. El feldespato potásicocorresponde a ortoclasa, ligeramente pertíticaen cristales bien desarrollados no maclados. Lahornblenda se presenta en cristales subhedrales,con formación de biotita hacia el centro y bor-des del cristal, de color verde o verde-amarillo.La biotita aparece, tanto como mineral prima-rio como a partir de anfíbol, de color verde olivaa pardo, fuertemente pleocróica. Como acceso-rio aparece clinopiroxeno, a veces como núcleosincoloros en hornblenda, fayalita, apatito y pi-rita.

La facies tonalítica se diferencia de lamonzodiorítica esencialmente por un incre-mento en el contenido de cuarzo y disminu-ción en el de ortoclasa; la plagioclasa es unpoco más cálcica y predomina biotita sobrehornblenda y aunque no existen estudios de-tallados, el cambio de una facies a otra pare-ce ser transicional.


La intrusión del batolito modificó, en lassedimentitas cretácicas, las estructuras regio-nales; la diferencia en composición y la pre-sencia de estructuras concéntricas, piroxenita-gabro-diorita, sugieren una inyección múlti-ple, con las características de los cuerposbatolíticos emplazados a nivel de la epizonade Buddington (1959). La presencia defayalita en las monzodioritas como accesoriocaracterístico y de monacita en la facies másácida, marcan una diferencia mineralógicaimportante, con los otros cuerpos de la Cor-dillera Occidental.


INGEOMINAS 149

Existe una datación isotópica en hornblendapor el método K/Ar que dió 11 ± 2 m.a. (CA-LLE et al., 1980) la cual corresponde alMioceno y es similar a la obtenida por Botero(1975) para el Stock del Páramo de Frontino.Plutones de esta edad ocupan una posiciónintermedia, en tiempo y espacio, en elmagmatismo del occidente colombiano, conedades más antiguas al occidente del batolito(GÖBEL y STIBANE, 1979; MAYA 1992), enel Batolito de Mandé, más recientes al orienteen cuerpos hipoabisales, relacionados con elSistema de Fallas Romeral (RESTREPO et al.,1981).

3.4.5. Volcánico Páramo de Frontino (Ngvpf).

Rocas volcánicas efusivas y piroclásticas cu-bren discordantemente a las rocas dioríticasdel Páramo de Frontino. La parte alta delpáramo es relativamente plana y por encimade los 2.600 m, las rocas volcánicas aparecenen una área de 17,5 km² (ÁLVAREZ yGONZÁLEZ, 1978). El conjunto volcánicoestá constituido por rocas efusivas de compo-sición andesítica y rocas piroclásticas, aglome-rados y brechas, con fragmentos de las rocasefusivas en matriz hipocristalina. Las andesitasvarían de afaníticas a porfídicas, con

231.

58.-780,50,12,00,4

30

IGM 95873

Q 13,8Or 9,6Ab 27,5An 28,3Di 4,2Hy 10,0Ol -Mt* 4,5Il 1,5Ap 0,5

TABLA 30. ANÁLISIS MODALES, COMPOSICIÓN QUÍMICA Y NORMA CIPWDEL BATOLITO FARALLONES.

MINERALES IGM 170350 IGM 95873 IGM 119044 IGM 119067 IGM 119167

6,317,168,3

-4,33,7 -

TRTR

0,334

IGM 170350

Q 14,8Or 12,2Ab 30,7An 25,5Di 1,6Hy 8,3Ol -Mt* 4,9Il 1,5Ap 0,6

CUARZOORTOCLASAPLAGIOCLASACLINOPIROXENOHORNBLENDABIOTITACLORITAESFENAAPATITOOPACOSAn Plagioclasa

COMPOSICIÓN QUÍMI-CA Y NORMA CIPW

Si02

Ti02

Al203

Fe203


H2O

- 15 53,1 10,4 12,1

8,5-0,1

TR0,7

41

IGM170350

59,590,77

17,313,333,130,182,755,803,582,040,261,26

3,221,6

59,2-9,15,2-

TR0,11,6

48

IGM 95873

58,170,80

17,263,074,27-3,236,933,211,610,201,24

-

21,659,813,2 2,2 2,8TR 0,1 0,1 0,146


150 INGEOMINAS

fenocristales de plagioclasa en una matrizafanítica holocristalina a hipocristalinapilotaxítica, con estructuras de flujo. El máficopredominantes es augita, en las rocas más bá-sicas, y hornblenda parda en las andesitas tí-picas. Como accesorios aparecen apatito,magnetita e ilmenita.

Las rocas piroclásticas presentan fragmentosde vulcanitas efusivas de formas angulares asubangulares, fracturadas en matriz vítrea,parcialmente transformada a agregadosamorfos de color amarillo-verdoso, depalagonita.

Las rocas volcánicas presentan alteraciónhidrotermal con reemplazamiento de laplagioclasa por calcita y los ferromagnesianospor agregados de calcita, clorita y ocasional-mente por anfíbol uralítico. Los sulfuros, prin-cipalmente pirita, se encuentran en venillas yasociados a los máficos alterados, alcanzan-do hasta un 2%, en volumen, localmente. Laedad de estas rocas no se conoce con exacti-tud, pero por su relación con las rocas dioríticasdel páramo, datadas en 11 m.a. (BOTERO,1975) se han asignado al Plioceno (ÁLVAREZy GONZÁLEZ, 1978).

3.4.6. Rocas Hipoabisales Porfídicas (Ngpa,Ngpd)

Cuerpos de rocas porfídicas, de composiciónvariable entre andesita (Ngpa) y dacita, cons-tituyen geoformas sobresalientes entre Titiribí-Angelópolis, al norte y La Pintada-Valparaiso-Caramanta al sur. Algunos de estos cuerposfueron cartografiados por Grosse (1926) y seextienden hacia el sur del departamento, a lolargo de la depresión del Cauca; con ellos es-tán relacionadas mineralizaciones de Au-Agde importancia, como las de Marmato, Supiay Riosucio en el Departamento de Caldas.

Scheibe (1933) correlaciona estas rocas conlas llamadas corcovaditas, en la región deTitiribí y según el mismo autor su composi-ción es intermedia entre andesita y dacita ycorresponde a la de un pórfido dacítico quegrada a cuarzodiorita porfídica. Radelli(1965) las considera como microdioritas deorigen subvolcánico, basado en el predomi-nio de hornblenda sobre biotita, lo cual in-dicaría un origen plutónico más que unovolcánico clásico.

Existen básicamente dos facies; una andesíticapredominante y una dacítica, que a veces en-tre sí presentan contactos gradacionales; al-gunas mineralizaciones, en la región deFredonia-Titiribí y Valparaiso-Caramanta, es-tán relacionadas genéticamente con estas ro-cas y se caracterizan por una intensa altera-ción hidrotermal.

3.4.6.1. Porfidos Andesíticos (Ngpa).

Los pórfidos andesíticos muestran una granvariedad tanto en la composición como en latextura, y en general cada uno de éstos cuer-pos presenta sus propias características, refle-jo de variaciones notables en la profundidady velocidad de enfriamiento. Los rasgos máscaracterísticos, con base en los cuales es posi-ble hacer las subdivisiones consideradas, sonlos siguientes:

- Relación entre fenocristales : matriz y ta-maño de los fenocristales, en especial deplagioclasa.

- Tipo de fenocristales presentes y su rela-ción.

- Variación en el tipo de máficos presentes:micas, hornblenda y clinopiroxeno.


INGEOMINAS 151

- Presencia o no de vidrio volcánico en lamatriz y de cuarzo tanto en fenocristalescomo en la matriz.

La Tabla 31 muestra algunos análisis moda-les de rocas representativas de los diferentestipos de pórfidos andesíticos.

3.4.6.1.1. Pórfidos Andesíticos Micáceos.

El cuerpo más importante y representativo esel del Alto del Sillón, al sur de Venecia, cons-tituido por una pasta muy fina, confenocristales de plagioclasa, biotita abundan-te y escasos listones de hornblenda; microlitosde plagioclasa están embebidos en matrizcuarzo-feldespática, en parte como productode devitrificación.

3.4.6.1.2. Pórfidos AndesíticosHornbléndicos.

La principal característica en estos cuerpos,es la presencia de fenocristales de hornblenda.Los cuerpos más sobresalientes son:

- Cerro Bravo. Localizado cerca a Fredonia,se caracteriza por presentar augita en lamatriz; similares a este cuerpo son los deCerro Tusa, Morro Alegre, Morro Planchoy Alto La Torre, todos los cuales en espe-cial Cerro Tusa, constituyen formas sobre-salientes, claramente distinguibles entreFredonia-Venecia y el Río Cauca.

La roca predominante es porfídica, confenocristales de plagioclasa y hornblenda,en una matriz de color gris medio a oscu-

TABLA 31. ANÁLISIS MODALES DE PÓRFIDOS ANDESÍTICOS Y DACÍTICOS EN ELDEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA

Otros: Incluye minerales de alteración: epidota-carbonatosTR: TrazasLOCALIZACION DE MUESTRAS:(1) Andesita hornbléndica porfídica, Farallón La Pintada(2) Dacita porfídica, Valparaiso - Caramanta(3) Andesita honbléndica. Cerro Corcovado(4) Andesita hornbléndica porfirítica, Caramanta(5) Pórfido dacítico.La Pintada(6) Andesita augítica, Cerro Tusa(7) Pórfido andesítico hornbléndico, Sierra Vetas

FENOCRISTALES (1) (2) (3) (4) (5) (6) (7)

PLAGIOCLASACUARZOHORNBLENDABIOTITAAUGITAOPACOSCLORITAOTROSMATRIZAn PLAGIOCLASA

27,4-3,10--1,36,010,258,545

28,511,5TR--1,93,12,252,634

29,4-13,60,90,40,81,14,249,638-53

20,75-13,33--2,08-0,1763,6643

33,110,47,5TR-0,20,50,646,542

28,6-2,60,48,10,70,11,158,448

39,6-9,43,6TR0,3-0,946,24,5


152 INGEOMINAS

ro. Los fenocristales constituyen un 30%de la roca y se encuentran en una ma-triz holocristalina, limpia, con plagioclasaprismática y abundante magnetita-ilmenita. Además, puede o no existirbiotita parda formada en fenocristales dehornblenda.

- Cerro Corcovado. Grosse (1926) consi-deró este cuerpo como un lacolito; afloraentre Albania y Titiribí y haciaBolombolo, donde intruye sedimentos dela Formación Amagá, con efectos débilesde contacto.

La relación matriz/ fenocristales es 1:1 yestos son de plagiocalasa, hornblenda y enforma aislada augita y biotita; la matriz ensí está constituida por plagioclasa enmicrolitos, hornblenda y biotita con crista-les muy finos, dispersos de magnetita y vi-drio volcánico, en proceso dedevitrificación.

- Sierra Candela. Este cuerpo correspondea un lacolito intruido en una secuenciaanticlinal de la Formación Amagá; estálocalizado al oeste de Amagá y cerca aEl Líbano y al sur y sureste de Titiribí. Sediferencia del cuerpo de Corcovado porla presencia de augita tanto enfenocristales como en la matriz, y por lareabsorción marginal de la hornblenda ysu proceso de alteración más intenso conla transformación de máficos en clorita ycarbonatos, con abundantes óxidos dehierro segregados.

- Farallones de La Pintada. Correspondena los cuerpos conocidos como Montenegroy La Pintada que sobresalen con notorie-dad sobre las sedimentitas de la FormaciónAmagá, en las cercanías de La Pintada,de donde reciben su nombre.

Las rocas predominantes son andesitashornbléndicas porfídicas, con un 40% dematriz holocristalina finogranular de co-lor gris medio a claro, con plagioclasa yagregados finos de pirita y magnetita. Lahornblenda aparece especialmente enfenocristales.

- Sierra Vetas. Este cuerpo se encuentra lo-calizado al suroeste - oeste de Titiribí, tieneestructura lacolítica y según Grosse (1926)puede estar unido al de Sierra Candela, delcual está separado por una amplia zonade derrubio, al sur de Titiribí.

La composición varía entre andesitahornbléndica y andesita micácea en cier-tos tipos, con o sin augita, con abundantepirita e intensa alteración hidrotermal, re-lacionada con las mineralizaciones de ElZancudo, Otra Mina y Alto Chorros.

3.4.6.2. Andesitas Augíticas Porfídicas (Ngpa).

Al sur de Venecia se encuentran varios cuer-pos de dimensiones menores caracterizadospor su textura porfídica fina y predominio deaugita sobre hornblenda, pero esta última lle-gar a faltar. Los principales son: AltoBuenavista, Alto Organos y Alto Chelines, quesobresalen sobre una morfología suave cons-tituida por sedimentitas de la FormaciónAmagá.

La roca predominante contiene fenocristalesde plagioclasa, augita y hornblenda en unamatriz fina, hialopilítica compuesta pormicrolitos de plagioclasa, augita prismáticay magnetita entre vidrio volcánico; lahornblenda, por lo general, está reabsorbiday reemplazada por una mezclamicrogranular, de mineral de hierro, augitay biotita.


INGEOMINAS 153

3.4.6.3. Pórfidos Dacíticos (Ngpd).

Estas rocas aparecen tanto como una faciesgradacional en cuerpos andesíticos así comoen pequeños cuerpos al oeste del Río Cauca.Se diferencian fundamentalmente de lasandesitas por el contenido de cuarzo, tantoen fenocristales idiomórficos bipiramidales,como en agregados de cristales anhedrales enla matriz. El máfico característico eshornblenda con o sin biotita relacionada.

La matriz es holocristalina, compuesta esen-cialmente por plagioclasa no maclada, cuar-zo, opacos y calcita-clorita como productosde alteración. Es común encontrar abundan-tes microfracturas, tanto en cuarzo como enplagioclasa, rellenadas por sericita y calcita yreemplazamiento de hornblenda por clorita,con sulfuros y magnetita.


La mayoría de los cuerpos de rocas porfídicastienen rasgos texturales y evidenciasmineralógicas de haber cristalizado por de-bajo de la superficie, en niveles superiores dela corteza en condiciones subvolcánicas. Latextura porfídica, a veces con vidrio volcáni-co en la matriz, indica un enfriamiento rápi-do a poca profundidad mientras que la etapainicial, durante la cual se formaron losfenocristales, fue de enfriamiento lento y a ma-yor profundidad. Fenocristales de cuarzomuestran formas redondeadas con texturasde «bahías», lo cual indica que estos reaccio-naron con el líquido residual durante las eta-pas finales del emplazamiento, y fueron par-cialmente redisueltos por él.

Las características petrológicas y relacionestectónicas indican que estas rocas pertenecen alas series calco-alcalinas, de márgenes continen-

tales (ÁLVAREZ, 1983) generadas en cortezaoceánica subductada (JARAMILLO, 1976). Es-tos cuerpos son intrusivos en sedimentitas de laFormación Amagá, del Oligoceno-Mioceno y enparte más modernos que la Formación Combiadel Mioceno superior.

Las edades radiométricas obtenidas en cuerposandesíticos similares (MAYA, 1992) confirmanel Plioceno; para los pórfidos dacíticos, por surelación espacial interna con los andesíticos, seacepta una edad similar. En el departamento,el único de estos cuerpos datadoradiométricamente es el de Corcovado dondese obtuvieron edades de 8 ± 0.9 m.a y 7.8 ± 1m.a. K/Ar en hornblenda (GONZÁLEZ, 1976).

3.4.7. Cuencas Sedimentarias

Teniendo en cuenta diferencias en las carac-terísticas sedimentológicas y en los ambientesde depositación, de las distintas secuencias se-dimentarias y epiclásticas del Cenozoico enel departamento, estas se han agrupado parasu descripción y caracterización en cuencas,de acuerdo con su localización geográfica, así:

- Cuenca del Magdalena Medio. Relacio-nada con el valle geográfico del Río Mag-dalena, en el flanco oriental de la Cordille-ra Central, entre Puerto Triunfo al sur yYondó al norte.

- Cuenca del Bajo Cauca. Localizada al nor-te del departamento, entre Puerto Valdiviay Nechí, en límites con el Departamentode Bolívar. Región caracterizada por unaintensa actividad minera, aluvial.

- Cuenca Amagá - La Pintada - Bolombolo.Localizada en la región sur-central del de-partamento; se caracteriza por correspon-der a una cuenca intermontana de origen


154 INGEOMINAS

tectónico, donde aparecen bancos y man-tos de carbón, de importancia económica,explotados desde hace cerca de 70 años.

- Cuenca Urabá - Río Atrato. Localizada aloccidente y noroccidente del departamento.

3.4.7.1. Cuenca del Magdalena Medio.

La secuencia estratigráfica del Valle Medio delMagdalena está constituida por sedimentitascon aporte volcánico y volcanoclástico, de laFormación Mesa, cubiertas, en parte, por de-pósitos recientes en proceso de consolidacióndel Río Magdalena.

3.4.7.1.1. Formación Mesa (Ngm).

Los sedimentos consolidados del oriente deldepartamento en el Valle del Magdalena, hansido agrupados en la Formación Mesa, tenien-do en cuenta los trabajos efectuados en los de-partamentos de Boyacá (RODRÍGUEZ yULLOA, 1994) y Caldas (GONZÁLEZ,1993a), en el mismo Valle Medio del Magda-lena aunque no se tienen estudiosestratigráficos detallados de superficie, quepermitan precisar aún más la nomenclatura yedad de estas sedimentitas. El trabajo deFeininger et al. (1972), que cubre gran partedel oriente del departamento, hacia el Mag-dalena, establece una posible correlación deestas sedimentitas con la Formación Mesa.

El nombre de Mesa no corresponde a una lo-calidad geográfica o accidente topográfico,sino que hace referencia a la característicageomorfológica que presentan estos sedimen-tos que por efectos de la erosión se destacanen las planicies como grandes mesas. Por logeneral, los estratos yacen horizontales obuzan ligeramente hacia el oeste, pero las ro-

cas más cementadas tienen posiciones másvariables; suprayacen inconformemente rocascristalinas y aumentan su espesor hacia el este,donde son disectadas por el Río Magdalena;se extienden de nuevo hacia el flanco occiden-tal de la Cordillera Oriental donde supraya-cen o están en contacto fallado consedimentitas del Grupo Honda (RODRÍGUEZy ULLOA, 1994). Sedimentos recientesrecubren esta formación, pero son variablesde un lugar a otro y pueden corresponder asedimentos lagunares o de llanuras de inun-dación y por ello es probable que en áreascartografiados como sedimentitas del Mesa, seincluyan terrazas de niveles antiguos y recien-tes del Río Magdalena.

La mayor parte de estas sedimentitas estánpoco consolidadas o sólo débilmentecementadas. Las rocas predominantes, todasbien estratificadas, son conglomerados, arenis-cas bien o mal seleccionadas y limolitas. Loscantos en el conglomerado son principalmentede cuarzo lechoso, chert, rocas volcánicasafaníticas y en menor proporción demetamorfitas, esquistos y neises. El tamaño delos cantos rara vez excede de 5 cm. Estratos ycapas de areniscas tobáceas, de color gris claroa crema aparecen intercalados hacia el tope osobre la secuencia detrítica; capas de cenizas vol-cánicas son prominentes en el flanco oriental dela Cordillera Central producto de la actividadvolcánica en su eje; estas capas disminuyen enespesor y extensión hacia el norte.

Las edades asignadas a la Formación Mesavarían según los autores y oscilan entre elMioceno y el Plioceno aunque la mayoría seinclina por el Plioceno. Las asociacionespalinológicas encontradas en la parte basalindican el Plioceno inferior (DUEÑAS y CAS-TRO, 1981). Además, es posible deducir, se-gún estos autores que los sedimentos origina-les se depositaron en pantanos o lagunas poco


INGEOMINAS 155

profundas localizadas en una zona tropical auna altura no superior a 500 m. El hecho deque algunas de estas sedimentitas se encuen-tran hoy a alturas superiores, hasta 1.000 m,indica que desde el momento de su depósito,Plioceno temprano, hasta hoy la cuenca hasufrido un levantamiento en su flanco orien-tal, de cerca de 500 m.

3.4.7.2. Cuenca del Bajo Cauca.

La región del Bajo Cauca Antioqueño se loca-liza al norte del Departamento de Antioquia,en límites con el Departamento de Córdoba.

Geomorfológicamente el área se puede divi-dir en tres zonas:

- Zona de Canarias - El Doce. En este sector,el cañón del Río Cauca, de origen estruc-tural, controlado por la Falla Espíritu San-to, se abre formando pequeños ensancha-mientos, que coinciden con las primerasacumulaciones importantes de sedimentosaluviales del Cuaternario, dispuestos en for-ma de terrazas.

- Zona de El Doce - El Cinco. El Río Caucase encañona nuevamente. En este sector,se encuentran acumulaciones de sedimen-tos aluviales en las partes altas, posiblemen-te levantados por movimientosneotectónicos.

- Zona de El Cinco - Caucasia. En este sec-tor, el paisaje se abre en una zona amplia,de topografía muy suave, con colinas ba-jas moldeadas sobre rocas sedimentariasterciarias. Encajada en esta zona y cubrién-dola parcialmente, se encuentran los sedi-mentos de origen aluvial del Cuaternario,relacionados con los ríos Cauca, Rayo,Tarazá, Tamaná y Corrales.

Las unidades sedimentarias terciarias queafloran pertenecen al Grupo Sincelejo de Due-ñas y Duque (1981). Al norte, en elcuadrángulo E-8, Kassem et al., (1967) lo di-viden en tres formaciones: Sincelejo, Morroay Betulia. En el Bajo Cauca Antioqueño sepodría dividir en dos formaciones: Caucasiay Tarazá, con marcadas diferencias litológicascon las unidades de Kassem et al., (1967), de-bido a la fuente de aporte de sedimentos, perola continuidad cartográfica, su posiciónestratigráfica y su carácter continental, danbase para suponer que se trata del GrupoSincelejo.

3.4.7.2.1.Formación Caucasia (Ngca).

Conformada por conglomerados poco conso-lidados de guijarros y bloques de rocas meta-mórficas de alto grado de metamorfismo(granulitas, migmatitas y gneises) y de cuar-zo lechoso, flotando en una matriz areno-ar-cillosa de color rojo. Es común encontrar,hacia el tope, niveles de arenas de grano me-dio o grueso, color amarillo a rojo, poco con-solidadas, en parte conglomeráticas y estrati-ficación cruzada.

Ocasionalmente se observan troncossilicificados dentro de los conglomerados. Elcontacto inferior es claramente discordantecon las rocas metamórficas del Complejo dePuquí, y el contacto superior es gradacionalcon la Formación Tarazá, definido por el cam-bio de conglomerados a areniscas.

3.4.7.2.2. Formación Tarazá (Ngt).

Conformada por areniscas de color amarillo,poco consolidadas, algo conglomeráticas, con es-tratificación cruzada, intercaladas con guijarrosde cuarzo lechoso y rocas metamórficas.


156 INGEOMINAS

3.4.7.2.3. Terrazas Aluviales (Qt).

Las terrazas de origen aluvial son acumula-ciones de grava, arenas y limos, que se encuen-tran a lo largo de los ríos Cauca, Puquí, Rayo,Tarazá, Corrales y Tamaná. Estas terrazasrepresentan antiguos niveles del fondo delvalle o llanuras de inundación, los cuales fue-ron cortados posteriormente por el río, debi-do a levantamientos tectónicos regionales ocambios climáticos. Se ha establecido una cla-sificación tentativa de los distintos niveles,según el río al cual están relacionadas y al ni-vel que ocupan respecto al río actual, con sullanura de inundación respectiva.

Terrazas del Río Cauca. En el área se hancartografiado seis niveles de terraza, ademásde la llanura de inundación actual. Las terra-zas se describen de la más reciente a la másantigua.

Llanuras de Inundación. Son zonas estrechasque se presentan en ambas márgenes del río yque se amplían hacia el norte. En algunos sec-tores es posible encontrar hasta 3 zonas dellanura de inundación, las cuales no se dife-rencian en los mapas debido a sus dimensio-nes. La más baja se caracteriza por la ausen-cia de vegetación, se presenta como barras enlos bordes del canal y está sometida a inun-daciones periódicas. La zona intermedia pre-senta pastos y pequeños arbustos. La zona másalta se caracteriza por árboles de gran tama-ño, arbustos y matorrales bajos.

Terraza 1. Es la menos extendida en el área.Presenta una altura promedio de 5 m sobre elactual nivel del Río Cauca. Sus escasos aflo-ramientos y baja expresión topográfica difi-cultan sus observaciones y estudio. En el áreade Puerto Antioquia parece un nivel de acu-mulaciones de sedimentos, provenientes de laerosión del nivel de terraza número 2.

Terraza 2. Aflora en ambas márgenes del RíoCauca, en las localidades de Canarias, PuertoAntioquia, Tarazá, Cáceres, Puerto Bélgica yJardín. Es la mejor representada y estudiada porposeer buenos afloramientos y ser la más explo-tada. Presenta una altura de 15 m a 20 m enpromedio, sobre el actual nivel del río. Los me-jores afloramientos se observan en las mina LosColonos (Puerto Antioquia) y Tenerife (Tarazá)y en el sector de Candilejas (Cáceres).

La columna estratigráfica muestra desdearriba hacia abajo (Figura 14):

- Material arcilloso arenoso, de color pardooscuro a negro, con presencia de numero-sas raíces. Espesor : 0,1 m.

- Arcilla de color rojo moderado, de 1,5 mde espesor, esporádicamente con bloquesde roca volcánica y metamórfica. Hacia laparte superior se observan pequeñas inter-calaciones de material meteorizado, de co-lor crema a blanco, de origen volcánico concuarzo bipiramidal, cristales de feldespato,hornblenda y piroxeno. Esta arcilla corres-ponde a material retrabajado.

- Gravas de bloques y guijarros, embebidasen una matriz areno - lodosa, de color na-ranja amarillento pálido a naranja rojizo,muestran seudoestratificación marcadapor el cambio de color y por la presenciade pequeñas películas de óxido. Los con-tactos entre las capas son discontinuos ydiscordantes. Presenta intercalaciones dearena de grano grueso a medio, ligeramenteconglomerática con guijos de roca volcá-nica y metamórfica. Los bloques y guija-rros de las gravas son de pegmatita, rocavolcánica, metamorfitas, rocas plutónicas,cuarzo lechoso y algunos fragmentos dechert negro; son angulares a subangularesde baja esfericidad. Espesor : 1,5 m.


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- Limo arenoso ligeramente conglomeráticocon guijos de roca volcánica, de color azuloscuro (Peña Falsa). Espesor 1,5 m.

- Grava de bloques y guijarros flotantes enuna matriz de arena gruesa, de color grisazuloso. Los bloques y guijarros son de bre-cha volcánica, basaltos, andesitas y gabrosprincipalmente; son subredondeados a re-dondeados y de baja esfericidad. Espesor :2,5 m.

- Arenisca de grano medio a grueso, de co-lor gris amarrillento, de posible edad ter-ciaria.

Terraza 3. De distribucción areal similar a laterraza 2, pero de menor extensión. Tiene unaaltura variable entre 25 m y 30 m, sobre elactual cauce del Río Cauca. Los mejores aflo-ramientos se encuentran en los alrededores deCanarias - El Quince, Hacienda Río Rayo,Cáceres y Puerto Bélgica, sitios en los cualesse realizan labores mineras.Litológicamente está conformada de arribahacia abajo, por (Figura 15):

- Material areno - arcilloso, de color pardooscuro a negro, con restos de raíces.

- Arena de grano fino a medio, de color rojogrisácea a pardo pálido, con laminacióncruzada en la base, a paralela en la partesuperior de la capa. Espesor : 2m.

- Material limo arcilloso de color gris cremaa blanco, con aporte volcánico (cuarzobipiramidal, hornblenda y piroxeno). Estenivel en el área de El Tres –Cutuco-RíoRayo no existe. Espesor : 2m.

- Gravas de guijarros y bloques parcialmen-te meteorizados, en una matriz areno-lodosa, de color pardo rojizo a naranja ro-

jizo. Los guijarros y bloques son de rocasvolcánicas andesitas y basaltos, rocas me-tamórficas, neises y esquistos, rocas ígneasplutónicas, gabros y cuarzodiorita, cuarzoy esporádicamente chert negro,subangulares a subredondeados de bajaesfericidad. En el área de El Tres- Cutuco -Río Rayo, este nivel alcanza 13,20 m y re-posa discordantemente sobre rocas meta-mórficas meteorizadas.

Terraza 4. Aflora en el área Canarias - ElQuince y en el sector de El Tres - Cutuco - RíoRayo. Se presenta en forma de pequeños re-manentes, con una altura promedio entre 35y 40 m sobre el actual cauce del Río Cauca.

La litología de arriba hacia abajo es (Figura 16):

- Material limo arenoso de 4,7 m en el áreade Canarias y de 1,3 m en el sector de ElTres -Cutuco - Río Rayo; es de color pardorojizo moderado, a naranja rojizo mode-rado.

- Capas de gravas de bloques y guijarrosmeteorizados, en una matriz areno-lodosa;de color naranja rojizo, con capas de are-na limosa de color rojo. Entre los contactosde las capas se observan pequeñas costrasde 2 cm de espesor de óxidos de hierro decolor rojo muy oscuro, con presencia demadrigueras rellenas por óxidos y con for-ma sinuosa; en la parte superior de estascapitas se observan impresiones de gotasde lluvia. Los bloques y guijarros de las gra-vas son de rocas metamórficas (neises yesquistos), rocas volcánicas, andesitas ybasaltos, cuarzo y chert negro; son angu-lares a subangulares de baja esfericidad.Este nivel alcanza 5 m en el área de Cana-rias y 10 m en el área de El Tres – Cutuco-Río Rayo y descansa discordantemente so-bre rocas metamórficas meteorizadas.


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INGEOMINAS 161

Terrazas 5 y 6. Se aprecian como pequeñosremanentes en toda la región y son prominen-tes en el área de Canarias - El Quince y cercaa Tarazá. Litológicamente están conforma-das de arriba abajo por:

- Material arcillo - arenoso, de color pardooscuro a negro.

- Material limo - arcilloso - arenoso, de colornaranja rojizo, con presencia esporádica debloques de roca volcánica. Espesor entre 0,5y 1 m.

- Gravas de guijarros y bloques muymeteorizados en una matriz limo arenosa,de color rojo moderado. Los guijarros y blo-ques son de rocas metamórficas, neises yesquistos, rocas volcánicas, andesitas y ba-saltos, rocas plutónicas, cuarzodioritas ygabros, cuarzo y chert negro. El espesorvaría de 3 m a 7 m. Este nivel es infrayacidopor roca metamórficas meteorizadas.

Origen de las Terrazas del Río Cauca. Lascaracterísticas especifícas de los depósitos flu-viales dependen del ambiente de sedimenta-ción y de la composición del área fuente.

Las características de las terrazas del RíoCauca, principalmente el nivel número 2, con-cuerdan con las de los depósitos de canal pro-fundo. Estos depósitos son los más importan-tes desde el punto de vista económico, con ta-maño de partículas que varían entre arena ygrava y se localizan en la parte más profundadel canal.

Las características litológicas de los bloques yguijarros, angulares a subangulares, de bajaesfericidad, en los niveles de grava y la com-posición mineralógica de las arenas negras(Tabla 32), indican para los niveles 2 y 3 unafuerte influencia volcánica y metamórfica.

Los minerales de los bloques y guijarros soneuhedrales a subhedrales y están poco altera-dos; y reflejan una fuente de aporte cercana.

Los numerosos diques mineralizados, de pocoespesor, presentes en las rocas metamórficasdel Complejo Puquí y del Grupo Valdivia, se-rían posibles fuentes del oro, para las terra-zas del Río Cauca. La presencia de trazas deplatino en el nivel 2, en el área de PuertoAntioquia, indica la existencia de cuerposultramáficos.

El nivel denominado «Peña Falsa», tiene in-fluencia volcánica caracterizada por la pre-sencia de bloques y guijarros de brecha volcá-nica, andesitas y basaltos y la escasez de frag-mentos metamórficos. Los fragmentos son su-bredondeados a redondeados y de bajaesfericidad, indicando una fuente más lejana,en relación con los otros clastos.

Los demás niveles presentan bloques y guija-rros de rocas metamórficas, con formas an-gulares a subangulares de baja esfericidad, re-flejando una fuente cercana a la dedepositación. Los niveles superiores de arcillaroja de las terrazas 2 y 3, contienen materialde origen volcánico, proveniente de eventosque podrían correlacionarse con algunos delos períodos de actividad volcánica destaca-dos por Thouret (1989), en el macizo volcáni-co Ruiz-Tolima, en especial, por similitudmineralógica, con el evento datado entre 0,7y 1,1 m.a., para la Terraza 2 y con el de 1,7 a1,2 m.a., para la Terraza 3.

Terrazas del Río Puquí. En el Río Puquí, enlos alrededores de la Hacienda La Culebra,existen tres niveles de terraza, en forma depequeños remanentes. Estas terrazas tienenuna gran similitud litológica, diferenciándoseúnicamente por su altura sobre el actual niveldel río.


162 INGEOMINAS

La llanura de inundación se reduce a la mar-gen derecha del río. Se presenta como barrasen los bordes del canal actual, sometida ainundaciones periódicas.

El espesor de los depósitos de esta zona deinundación no se conoce, así como tampocosu composición litológica, ni sus posibilidadeseconómicas.

Terrazas 1, 2, 3. Se separan por su diferentealtura sobre el actual cauce del río.

Litológicamente están conformadas desdearriba hacia abajo, por:

- Nivel de suelo arcilloso limoso arenoso decolor pardo oscuro a negro.

- Nivel de arcilla limosa arenosa, de color rojoa naranja, con presencia esporádica de gui-jarros de rocas metamórficas, neises,esquistos y anfibolitas, muy meteorizadas.Este nivel no sobrepasa 1 m de espesor.

- Nivel de gravas de guijarros y bloques fuer-temente meteorizados, en una matrizlimosa arenosa de color rojo a naranja; losguijarros y bloques son de rocas metamór-ficas, neises, esquistos y anfibolitas, rocasvolcánicas, andesitas, cuarzo lechoso y

ÁREA CANARIAS-EL QUINCE

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ÁREA PUERTO ANTIOQUIA-TARAZÁ

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Qt4 Px; Zi; R Qz Tm Si Au

Qz: Cuarzo. Si: Sillimanita. R: Rutilo. Px: Piroxeno. G: Granate. Au: Oro Hi: Hipersteno. Zi: Zircón . Pt: Platino.

TABLA 32. DISTRIBUCIÓN DE MINERALES PESADOS, FRACCIÓN NO MAGNÉTICA,EN TERRAZAS DEL RÍO CAUCA.


INGEOMINAS 163

chert negro. Los guijarros y bloques de ro-cas metamórficas y volcánicas, son angu-lares a subangulares de baja esfericidad ymal seleccionados. El espesor del nivel degravas no sobrepasa los 5 m. Es infrayacidopor rocas metamórficas meteorizadas.

Terrazas del Río Rayo. En el Río Rayo en losalrededores de la hacienda del mismo nom-bre se identificaron tres niveles de terrazas,cuya diferencia está marcada por su alturasobre el actual cauce del río.

Desde los alrededores de la Hacienda Río Rayohasta la desembocadura del Río Rayo en el RíoCauca, se encuentra una gran llanura aluvial,la cual es sometida en épocas de intenso in-vierno a inundaciones.

El espesor de los niveles de terraza no se co-noce, pero podría alcanzar los 10 m, deacuerdo con información de los habitantesdel lugar, quienes mencionan la realizaciónde perforaciones, llevadas a cabo por com-pañías particulares. Sobre esta llanuraaluvial se han identificado, fotogeológica-mente, varios paleocanales. El área de estallanura de inundación es del orden de1’660.000 m2 (166 ha).

Los tres niveles de terraza identificados en losalrededores de la Hacienda Río Rayo, han sidoesporádicamente explotados y se presentancomo remanentes de poca extensión. La com-posición de estas terrazas es similar a las te-rrazas del Río Puquí.

Terrazas del Río Tarazá. Se relaciona con esterío claramente una extensa llanura de inun-dación, cerca a su desembocadura al RíoCauca. Sin embargo, las terrazas no son cla-ramente diferenciables, de las originadas porel Río Cauca. La llanura de inundación se en-cuentra cerca a la desembocadura del Río

Tarazá al Río Cauca. Esta llanura es someti-da, en épocas de intenso invierno, a inunda-ciones.

El espesor de los depósitos de esta llanurano se conoce, pero por información de loshabitantes del lugar, con base en perfora-ciones realizadas por compañías particula-res, se considera del orden de 10 a 15 m.Sobre la llanura de inundación se han iden-tificado fotogeológicamente variospaleocanales, que se podrían entrar a eva-luar con perforaciones, para conocer conexactitud sus posibilidades económicas. Elárea de la llanura de inundación es del or-den de 4.500.000 m2 (450 ha).

Terrazas de los ríos Tamaná y Corrales. Enestos ríos se han identificado fotogeológica-mente dos y tres niveles de terraza, respecti-vamente. Las terrazas del Río Tamaná son depoca expresión, presentándose como peque-ños remanentes. El nivel 2 de las tres terrazasrelacionadas con las del Río Corrales, es elmejor representado. Los otros niveles se pre-sentan como remanentes de poca extensión.

3.4.7.3. Cuenca Amagá - La Pintada -Bolombolo.

La sedimentación en esta cuenca durante elCenozoico estuvo controlada por el tectonismoen la zona; su origen estuvo relacionado conla formación de un graben o semigraben comoconsecuencia de movimientos de tracción a lolargo del Sistema de Fallas Romeral, en el cualse depositaron los sedimentos de la FormaciónAmagá, que corresponden a una tecto faciesde neomolasa, donde el comienzo de cadamiembro está marcado por movimientostectónicos, evidenciados por contactoserosionales y sedimentos rudáceos, hacia labase. Sobre estos sedimentos, en discordan-


164 INGEOMINAS

cia se depositaron los flujos y piroclastitas dela Formación Combia, con la cual se inició unciclo de intensa actividad volcánica que se ex-tiende hasta el Reciente.

3.4.7.3.1. Formación Amagá (Pgai) (Pgam)(Ngas).

El término Formación Amagá se ha venido uti-lizando en la literatura geológica para referirseal conjunto sedimentario continental descritopor Grosse (1926) como Terciario Carboníferode Antioquia y posteriormente por Van derHammen (1958) como Formación Antioquia.Las secciones tipo y de referencia, y los mantosde carbón que caracterizan a esta unidad, se en-cuentran en las cercanías de la población deAmagá de donde se ha asignado el nombre(GONZÁLEZ, 1980). Esta formación en el De-partamento de Antioquia, cubre un área aproxi-mada de 700 km² en una cuenca continua des-de Amagá hasta el sur de Valparaíso y Supía ycuencas menores cerca a San Jerónimo,Sopetrán y Santa Fe de Antioquia. Básicamen-te está constituida por sedimentos continenta-les y lacustres depositados en cuencas de trac-ción de tamaño variable y ahora conservadosen sinclinorios y sinclinales de zonas tectónicasde plegamiento.

Esta unidad reposa discordantemente sobre losEsquistos Verdes de Sabaletas y la Diorita dePueblito, muestra contactos fallados con estasmismas unidades, con el Stock de Amagá ycon rocas volcánicas básicas de la FormaciónBarroso; es intruida por stocks andesíticos delMioceno-Plioceno y es cubierta en discordan-cia irregular hacia la cuenca del Cauca, por lasecuencia volcano-sedimentaria de la Forma-ción Combia.

Acorde con las características litológicas,presencia de mantos o bancos de carbón y

posición estratigráfica, ha sido dividida entres miembros: uno inferior esencialmenteclástico, el medio caracterizado por la pre-sencia de mantos explotables de carbón y elsuperior sin mantos de carbón y niveles deconglomerados.

- Miembro Inferior (Pgai). Aflora en cuen-cas pequeñas y cerradas, reposa discordante-mente sobre metamorfitas de bajo grado yrocas volcánicas básicas, mesozoicas. Cuer-pos lenticulares alargados norte-sur aparecenlimitados por fallas del Sistema Romeral. Elespesor promedio es de unos 200 m (GROSSE,1926). Efectos tectónicos han dislocado algu-nos de los estratos y por ello el espesoraflorante rara vez excede los 100 m.

Consta de conglomerados polimícticos concantos de rocas metamórficas de bajo grado,dioritas, chert negro y cuarzo lechoso, arenis-cas conglomeráticas, granodecrecientes hacialos niveles superiores y algunas capas dearcillolita arenosa o arenisca arcillosa, inter-caladas con los bancos de arenisca (Figura17). Capas delgadas de carbón con espesorentre 0,10 y 0,50 m aparecen en los nivelessuperiores de la secuencia. Los bancos are-nosos presentan una marcada lenticularidad,estratificación cruzada, así como superficiesirregulares de depositación lo cual sugiere undepósito de típico canal.

Algunos lentes de sedimentos relacionadoscon la Falla de Romeral están compuestosesencialmente por conglomerados polimícticosde fragmentos mal seleccionados y por are-niscas conglomeráticas de color gris oscuro,donde predominan fragmentos de cuarzo enuna matriz sílico-arcillosa con ocasionales lá-minas detríticas de mica blanca. Por su simili-tud litológica se han correlacionado con lasrocas del Miembro Inferior de la FormaciónAmagá.


INGEOMINAS 165

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166 INGEOMINAS

- Miembro Medio (Pgam). Este miembro afloraprincipalmente en la cuenca de Amagá-Titiribí-Angelópolis; se caracteriza por la presencia debancos y capas de carbón, de espesor variable yla ausencia de conglomerados. La mayor parteestá compuesta por areniscas y arcillolitas de es-tratificación fina en bancos medios a gruesos.Debido a dislocaciones tectónicas, las seccionesno son uniformes y cambian tanto el espesor totalcomo el de los mantos de carbón, aun en áreaspróximas geográficamente. En parte este miem-bro está separado del inferior por la FallaPiedecuesta, principalmente desde el sur de laQuebrada Sinifaná hasta la desembocadura dela Quebrada La Sandalia, en el Río Poblanco.

Las areniscas son similares litológica ycomposicionalmente a las del Miembro Inferiory el tamaño del grano varía de grueso hasta finocon matriz sílico-arcillosa y pasan a areniscasarcillosas y arcillolitas, a medida que aumentael porcentaje de arcilla a expensas de materialsilíceo. Las arcillolitas se presentan en bancosfinos a medios, con buena estratificación, decolor gris a gris verdoso, con ocasionales con-creciones de siderita, restos de plantas y estruc-tura nodular. En las arenitas se presenta estra-tificación cruzada, cambios de facies brusco la-teral pasando lateralmente a arcillolitas ylimolitas, con estratificación en algunos casosmuy irregular indicando depósitos de canal.

Arcillolitas carbonosas de color negro, en ca-pas de unos pocos centímetros de espesor, es-tán asociadas a los mantos de carbón ya seaen el piso, en el techo o como intercalacionesdentro de éstos.

El número de mantos y su espesor varía deuna cuenca a otra (GONZÁLEZ,1980; PULI-DO et al, 1980).

El espesor del Miembro Medio no es mayor a200 m y el de los mantos explotables de carbónes variable, con un promedio de 5,7 m en pro-medio para los mantos de carbón. La variaciónen el espesor es debida a complicacionestectónicas, a la forma de la cuenca y al relieve,factores que hacen que los mantos se adelgaceny en algunos lugares se interrumpan bruscamen-te. Los valores mayores al promedio considera-do pueden ser debidos a ensanchamientos loca-les de las cuencas sinclinales. Los mantos ex-plotables se encuentran en dos grupos bien de-finidos: el más grueso, hacia la parte superior yel otro hacia la parte inferior del miembro, se-parados entre sí por bancos gruesos a medios,de arcillolitas y areniscas arcillosas (Figura 17).

El límite con los miembros Inferior y Superiores de carácter gradacional y se toma dondeempiezan y terminan los carbones económi-camente explotables, respectivamente.

- Miembro Superior (Ngas) El Miembro Su-perior constituye, en el área del Departamen-to de Antioquia, más del 85% de los aflora-mientos de la Formación Amagá, expresadoen una franja alargada que se amplía hacia elRío Cauca y se extiende desde Fredonia a LaPintada y Valparaíso-Supía, donde aparececubierto, discordantemente, por sedimentosvolcanogénicos de la Formación Combia y asu vez es intruido por cuerpos hipoabisalesandesíticos, del Mioceno al Plioceno.

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INGEOMINAS 167

Se caracteriza por la ausencia de mantos ex-plotables de carbón y conglomerados y por elpredominio de areniscas sucias de color oscu-ro y arcillolitas deleznables, de color ocrehacia el techo (Figura 17).

Las areniscas son de grano fino a medio, pocoduras, de color gris oscuro a gris verdoso confragmentos de cuarzo y ocasionalmente delíticos, en matriz arcillosa; localmente presen-tan cemento ferruginoso y contienen concre-ciones calcáreas esferoidales. En el contactocon el Miembro Medio, algunas capas son li-geramente conglomeráticas y contienen frag-mentos de carbón.

Las arcillolitas de la parte inferior son grises ycompactas, mientras que hacia el tope son decolor ocre, deleznables y contienen pequeñasconcrecciones calcáreas.

El contacto con el Miembro Medio es normaly está marcado por capas de areniscas grises,localmente conglomeráticas. El espesor es va-riable a lo largo de toda el área: entre Fredoniay El Plan es de 360 m (GONZALEZ, 1980),pero en el área de La Pintada puede ser ma-yor de 1.000 m (GROSSE, 1926).

3.4.7.3.1.1. Origen y Edad.

Toussaint (1978) considera que la sedimen-tación entre las cordilleras Central y Occi-dental se inició durante el Oligoceno, con ladepositación de la Formación Amagá. An-tes de este evento la región estuvo afectadapor movimientos tectónicos pre-cenozoicoscuya intensidad disminuyó a partir delEoceno, debido a la acrección de la Cordi-llera Occidental al continente. Durante elEoceno-Oligoceno los movimientos fueronesencialmente tensionales con formación desinclinorios sobre los cuales se depositaron

los sedimentos continentales que conformanesta unidad.

La edad de la Formación Amagá fue esta-blecida por Van der Hammen (1958), conbase en palinomorfos encontrados en arci-llolitas y carbones y aunque algunos presen-tan un amplio rango de dispersiónestratigráfica, se ha considerado que elMiembro Inferior corresponde al OligocenoMedio, mientras que el Superior sería delMioceno Inferior.

Según la estratigrafía del Cenozoico (VAN derHAMMEN,1958) esta formación seríacorrelacionable con la Formación Cauca Su-perior, en la parte sur del país y sus miembrosInferior, Medio y Superior corresponderían alos miembros Suárez, Patía y Cinta de Piedrarespectivamente (Tabla 33).

3.4.7.3.2. Formación Combia (Ngc).

Los sedimentos de la Formación Amagá sonsuprayacidos por estratos mas modernos endos facies diferentes: un conjunto de estra-tos esencialmente volcánicos denominados«Estratos de Combia» por Grosse (1926) yotro esencialmente de conglomerados.Ambas facies pueden superponerse dentrode regiones diferentes a distintos miembrosde la Formación Amagá, en discordancia yestán a su vez levantadas, plegadas y local-mente cabalgadas sobre rocas del basamen-to. La Formación Combia (GONZÁLEZ,1980) comprende las dos facies anteriores,denominadas informalmente miembros vol-cánico y sedimentario, y tiene su sección tipoen el Cerro Combia (Fredonia) con seccio-nes de referencia aún mas completas y me-jor expuestas, en el Cerro Amarillo (Damas-co) y en la carretera Bolombolo-Puente Igle-sias-La Pintada.


168 INGEOMINAS

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INGEOMINAS 169

- Miembro Volcánico. Este miembro corres-ponde al Neoterciario Volcánico o Estratos deCombia (GROSSE, 1926) y se compone esen-cialmente de derrames basálticos yandesíticos, aglomerados, brechas volcánicas,tobas, conglomerados con matriz tobácea yareniscas tobáceas.

La mayor parte de los derrames correspon-den a basaltos feldespáticos y ocasionalmen-te andesíticos; son masivos a vesiculares conpasta densa, homogénea de color negro,pilotaxítica intersectal, contiene augita comomáfico caracterizante y sólo ocasionalmenteestá acompañada de olivino.

Los aglomerados y brechas están compuestospor fragmentos angulares a subredondeadoshasta 40 cm de diámetro, de rocas volcánicasbásicas, diorita y ocasionalmente jaspe, en unamatriz gris verdosa hipocristalina de compo-sición andesítica.

Las tobas son de colores claros predominan-tes y están constituidas, en proporciones alta-mente variables por cristales líticos volcáni-cos y vidrio. Tobas soldadas se encuentranen la parte baja del Río Amagá, cerca a sudesembocadura al Río Cauca. Las capas deconglomerado tienen matriz arenosa, com-puesta por cuarzo con algo de feldespatocaolinizado, augita, hornblenda y biotita si-milar en composición y características, a la deareniscas tobáceas que se encuentran forman-do capas definidas dentro de la secuencia.

La separación entre los derrames efusivos yla secuencia piroclástica de aglomerados ytobas no se ha efectuado; en términos genera-les se puede inferir que al occidente del RíoCauca predominan las secuenciaspiroclásticas gruesas, mientras que hacia eleste los derrames basálticos son más abundan-tes y los niveles piroclásticos finos de tobas y

cenizas ocupan zonas topográficamente ele-vadas.

- Miembro Sedimentario. Las sedimentitas conaporte de material volcánico, similar al queconstituye el Miembro Volcánico, se superpo-nen en discordancia erosiva a los distintosmiembros de la Formación Amagá. La se-cuencia está constituida esencialmente porniveles gruesos de conglomerados, malcementados, separados por capas finas a me-dias de areniscas de grano medio a fino, aveces conglomeráticas, y arcillolitas cremas arojizas.

El conglomerado contiene cantos redondea-dos a subredondeados de rocas porfídicas, are-niscas y arcillolitas, en matriz arenosa sucia,con alto contenido en granos finos de cuarzo.La arenisca es cuarzosa con algunos líticossedimentarios. La presencia de fragmentosde andesitas porfídicas diferencia estos con-glomerados y areniscas, de los del MiembroSuperior de la Formación Amagá.

3.4.7.3.2.1. Origen Edad.

El miembro volcánico de esta formación pa-rece originado en erupciones de gran magni-tud y energía, en el mismo terreno en dondehoy aflora, con centros de erupción en algu-nos de los cuerpos de pórfidos, que se encuen-tran en el área los cuales podrían correspon-der a antiguos cuellos volcánicos (GROSSE,1926). El tamaño y forma de los fragmentosde los aglomerados, su espesor y continuidadlateral indican un centro de actividad muypróximo al sitio en donde afloran, en la ac-tualidad.

Los cuerpos porfídicos tienen composiciónpredominante andesítica mientras que en los


170 INGEOMINAS

derrames y flujos basálticos y demás rocaspiroclásticas faltan fragmentos de andesita;esto implicaría que los productos más antiguosde erupción dieron origen al Miembro Volcá-nico mientras que la destrucción y erosión delos edificios volcánicos aportó los fragmentosandesíticos, que predominan en los conglome-rados del miembro sedimentario.

La fase inicial, de acuerdo con lo anterior,fue de vulcanismo efusivo, con derrameslávicos de composición basáltica, seguidopor vulcanismo explosivo, que dio origen alemplazamiento de domos andesíticos y a suposterior destrucción por una nueva activi-dad volcánica o por procesos erosivos y al-gunos de los aglomerados pueden ser flujospiroclásticos.

Las capas de conglomerados y areniscastobáceas, asociadas a los derrames y a lastobas, serían producto de la erosión de estasmismas unidades, pues la forma y tamaño delos cantos indica una formación local con pocotransporte. Se denomina magmatismo asocia-do a la Formación Combia (RESTREPO et al.,1981), a los flujos piroclásticos intercalados enlos sedimentos continentales de esta forma-ción y a los plutones hipoabisales andesíticosasociados.

Dataciones K/Ar tanto en un flujo básicocomo de los plutones hipoabisales, indicanuna edad Mioceno tardío para estemagmatismo; este magmatismo pertenece alcinturón magmático del Cenozoico, el cual ha-bría comenzado en el borde occidental de laCordillera Occidental durante el Eoceno yhabría migrado hacia el este para alcanzar laCordillera Central, en el Holoceno(RESTREPO et al., 1981).

La datación obtenida en el flujo básico es con-cordante con la asignación al Mioceno supe-

rior propuesta por Van der Hammen (1958)para la Formación Combia, con base en co-rrelaciones palinológicas, con el GrupoCombia en el Valle Caucano.

3.4.7.4. Cuenca Urabá - Río Atrato.

Esta cuenca se encuentra localizada en el Gol-fo de Urabá, en la parte occidental de la Se-rranía de Abibe, al NW del Departamento deAntioquia y hace parte del Bloque Chocó ydel Terreno Sinú-San Jacinto (DUQUE-CARO,1984) y en el flanco occidental de la Cordille-ra Occidental hacia el Río Atrato. Los estu-dios iniciales en el área fueron efectuados porHubach (1930).

Afloran en el área rocas sedimentarias mari-nas, del Oligoceno al Plioceno, especialmentearcillolitas y areniscas y depósitos aluviales deedad cuaternaria (ROJAS, 1968).

Duque-Caro (1984), dividió el margensuroriental de la cuenca de Colombia en elCaribe (región noroccidental de Colombia), endos elementos tectónicos mayores; una regiónestable o de plataforma, que suprayace a unacorteza continental no plegada y otra inesta-ble o geosinclinal, que suprayace cortezaoceánica plegada.

La región inestable o geosinclinal comprendela porción de corteza adyacente a la platafor-ma, dividida, por el mismo autor, en tres ele-mentos estructurales distintos: El Cinturónfragmentado de San Jacinto, el Cinturón deSinú y el Bloque Chocó, cada uno con rasgosgeotectónicos característicos (Figura 18).

Estos elementos estructurales representaneventos geológicos definidos desde el puntode vista del ambiente de depósito y edad de laactividad tectónica.


INGEOMINAS 171

Autor:COSSIO, U., 1995

Fecha: I / 96


FIGURA 18

Digitalizó:

Escala: Indicada

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MAPA GEOTECTÓNICO DEL

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1. Fosa Columbia

2. Falla Marginal del Caribe Sur

3. Sistema Romeral

4. Falla de Utría

5. Zona Reformada de Itsmina

6. Falla Espíritu Santo

7. Falla Murindó

8. Falla del Río San Juan

CONVENCIONES

Bloque Chocó

Cinturón Sinú

Cinturón de San Jacinto

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172 INGEOMINAS

3.4.7.4.1. Cinturón de San Jacinto.

Está localizado adyacente a la plataforma y com-prende tres unidades estructurales ytopográficamente no muy prominentes, que desur a norte se han denominado, anticlinorios deSan Jerónimo, San Jacinto y Luruaco, con di-rección general N20°E, en una longitud de 360km y un ancho de 6 km aproximadamente.

3.4.7.4.2. Cinturón Sinú.

Al occidente y paralelo al Cinturón de SanJacinto, se encuentra el cinturón del Sinú, conmás de 500 km de longitud y hasta 125 km deancho. Su tren estructural general es paraleloal Cinturón de San Jacinto, en su extremidadmeridional, pero voltea hacia el nordeste, enel área de Cartagena-Barranquilla, siguiendola línea de costa y corta la dirección N20°E,más antigua (Eoceno Medio), del cinturón deSan Jacinto (DUQUE-CARO, 1984).

Duque-Caro (1984) considera que el Cintu-rón Sinú se presenta en dos sectores separa-dos por el mar: al sur se denomina elSinclinorio de Abibe-Las Palomas y al norteel Anticlinorio de Turbaco. Litológicamenteestá conformado por sedimentitas que varíandel Oligoceno al Plioceno, agrupadas en lasformaciones Maralú, Floresanto, Pajuil yCorpa (Figura 19).

Formación Maralú (Ngm): Esta formación cons-ta principalmente de areniscas de grano medioa grueso, macizas, con algunas intercalacionesde shales. En su parte superior presenta un ni-vel fosilífero. Su espesor es de unos 500 m, peropuede duplicarse al oriente del Río Sinú.

Esta formación infrayace discordantemente a laFormación Floresanto. Es del Oligoceno y segúnOppenheim,( 1957) las formaciónes Maralú y

Floresanto pueden correlacionarse con la For-mación San Juan, de Anderson (1929).

Formación Floresanto (Ngf): Consta de unasucesión de shales y areniscas de color rojizoy gris, muy bien estratificado y con un espe-sor de unos 500 m. Presenta varias capas dearenas petrolíferas; reposa discordante sobrela Formación Maralú e infrayace a la Forma-ción Pajuil.

Oppenheim (1957) la considera delOligoceno, por encontrarse debajo de sedi-mentos que pertenecen al Mioceno.

Formación Pajuil (Ngp): Está bien expuestaen la Serranía Las Palomas, conformada porshales de color gris-azul, interestratificadoscon areniscas y shales arenosos. Son frecuen-tes, en la sucesión estratigráfica, los niveles decaliza y concreciones. Su espesor es de unos200 m.

Descansa discordante sobre la FormaciónFloresanto e infrayace a la Formación Corpa.Este último contacto es normal. Se ha conside-rado como del Mioceno inferior. SegúnOppenheim, la Formación Pajuil más la Forma-ción Corpa, se correlacionan con las formacio-nes Las Perdices, Tubará, Galapa y La Popa, enla nomenclatura de Anderson (1929).

Formación Corpa (Ngco): Fue estudiada porOppenheim (1957) en el Río Jaraguay, afluen-te del Río Sinú y por Haffer (1967) en el RíoCorpa al noroeste de Montería, de donde tomasu nombre. Consta principalmente de conglo-merados intercalados con areniscas conglome-ráticas de grano grueso y exporádicamentecapas de limolitas y arcillolitas, de color gris-azul. El espesor varía de 2000 a 4000 m. Des-cansa normalmente sobre la Formación Pajuil.Para Haffer (1967) es del Mioceno Superior-Plioceno, basado en foraminíferos.


INGEOMINAS 173

SINCLINORIO DE ABIBE SINCLINORIO DE

TURBACO

SINCLINORIO DE ABIBE SINCLINORIO DE

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AMBITO

TECTONICO

EDAD

AMBITO

TECTONICO

EDAD

ESQUEMA ESTAT IGRAF ICO DEL CINTURONDEL S INU

Fuente: Camargo, 1995 Dibu jó : Margar i ta Rodr íguez

Escala: INDICADAS Fecha: 1996 Fig. 19

INGEOMINAS


174 INGEOMINAS

3.4.7.4.3. Bloque Chocó.

El Bloque Chocó se encuentra hacia la costaPacífica Colombiana y límites con la Repúbli-ca de Panamá, paralelo a la Cordillera Occi-dental. Litológicamente está constituido, enAntioquia, por sedimentitas de las formacio-nes Salaquí, Uva y Napipí, en la región deUrabá-Río Atrato. Se considera la FormaciónGuineales, al occidente de Dabeiba sobre laCordillera Occidental cuya posición tectónicano es clara con respecto al denominado porDuque - Caro (1989), Bloque Chocó y Arco deDabeiba; hacia el límite con Córdoba se tieneuna unidad de sedimentitas no diferenciadadelimitada fotogeológicamente (COSSIO,1995) y asignada tentativamente al Paleógeno(?).

Formación Salaquí (Pgs). Esta unidad se en-cuentra en la cuenca del Atrato y correspon-de a la secuencia definida por Haffer (1967)en el área del Río Salaquí, en la frontera conPanamá.

Litológicamente está constituida por calizas ychert blanco, en capas de 5 a 20 cm de espe-sor, con interestratificación irregular de chertnegro. Hacia la base de la formación se en-cuentran niveles tobáceos y areniscas de gra-no medio a fino. En el Río Murrí hacia la basese presenta un material caótico, constituidopor bloques, guijos y guijarros de rocas volcá-nicas, seguido de niveles de conglomerado deespesor variable, areniscas calcáreas y tobas;en esta región la formación tiene un espesorde 400 m, mientras que en la sección tipo al-canza 700 m (HAFFER, 1967).

Esta formación, con base en foraminíferos, esdel Eoceno superior (HAFFER, 1967) y pre-Eoceno basado en relaciones de campo(SCHMIDT-THOME et al., 1992). En su sec-ción tipo se encuentra delimitada inconforme-

mente en la base por basaltos de la Serraníade Baudó y en el Río Murrí por rocas volcáni-cas del Complejo Santa Cecilia - La Equis.Hacia el techo se encuentraparaconformemente la Formación Uva(COSSIO, 1994).

Formacion Uva (Pgu): Definida por Haffer(1967) en la parte superior del Río Uva, tribu-tario del Río Bojayá, margen occidental del RíoAtrato.

Litológicamente está conformada por capas decaliza, interestratificadas con lodolitas de co-lor gris y areniscas de grano medio a grueso,con fragmentos calcáreos con presencia deforaminíferos y radiolarios. Las areniscas sonmás frecuentes en el lado oriental del RíoAtrato y más comunes hacia el techo. Las ca-lizas predominan en la base y son ricas enforaminíferos. En algunas localidades, la for-mación presenta horizontes conglomeráticos(SCHMIDT-THOME et al., 1992) intercaladoscon las capas de caliza.

El espesor es variable; Haffer (1967) reporta1.600 m en el Río Salaquí, 600 m en el RíoTruandó, 1.300 m en el Río Napipí (contactoinferior fallado), 1.200 m en el Río Nauritá,2.000 m en la carretera Quibdó-Medellín y2.300 m en el Río Mumbaradó. La Forma-ción Uva, para Haffer (1967), es del Oligocenoa Mioceno Inferior, basado en la determina-ción de foraminíferos; se encuentra delimita-da paraconformemente en el techo por la For-mación Napipí (DUQUE-CARO, 1990).

Formación Napipí (Ngn): Definida por Haffer(1967) a lo largo del Río Napipí, al occidentedel Río Atrato. Litológicamente está compues-ta por lodolitas calcáreas, grises, nodulares ycon intercalaciones lenticulares de calizas. Elespesor es variable: en el Río Uva afloran 500m, en el Río Mumbaradó, costado riental del


INGEOMINAS 175

Río Atrato, tiene 1.400 m, en el Río Napipí1.100 m y a lo largo del Río Salaquí afloran1.200 m. La unidad es del Mioceno Medio(HAFFER 1967) basada en la determinaciónde foraminíferos. El contacto inferior esparaconforme (DUQUE-CARO, 1990) con laFormación Uva.

Formación Guineales (Ngg). Nombre informalutilizado en el presente trabajo para agruparlas secuencias sedimentarias, localmente conaporte volcánico, que se encuentran entreBeiba Viejo y Amparradocito y en especial aloccidente de Dabeiba. A partir de las quebra-das Nudillales y Guineales, hacia el occiden-te, aparecen niveles de conglomeradospolimícticos que marcan el nivel base inferiorde esta formación y permiten su identificacióny caracterización en el terreno; las mejores ymás completas exposiciones se hallan a lo lar-go de la Quebrada Guineales, afluente del RíoSucio, en Dabeiba, de donde se asigna el nom-bre de la unidad.

La posición y características de los niveles deconglomerados permiten dividir esta unidaden tres segmentos estratigráficos entre los cua-les, por condiciones tectónicas y estructura-les, no existe continuidad y que se han deno-minado Guineales, Choromandó-Togoridó yPegadó.

El segmento Guineales presenta sus mejoresexposiciones en la carretera Dabeiba-Mutatáentre las quebradas Guineales y Vallesí; estáconstituido por bancos de espesor variable deconglomerados polimícticos, malestratificados, areniscas y calizas de medioarrefical. Los conglomerados están compues-tos por cantos angulares hasta bien redondea-dos, de chert negro, rocas volcánicasporfídicas y de diorita, flotantes en matrizlimoarenosa. Las areniscas son de color grisazulado, de grano medio a fino, mal seleccio-

nadas, con cantos de cuarzo, feldespato ylíticos en proporciones variables, en matrizcalcárea hasta arcillosa.

La relación de los bancos de caliza con losclásticos no es clara y localmente parece sertectónica; son ricas en restos orgánicos con unrango estratigráfico amplio: Eoceno-Oligocenosuperior-Mioceno (DUQUE-CARO, comuni-cación verbal).

El segmento Choromandó-Togoridó presentasus mejores exposiciones en la parte alta delRío Choromandó, parte media del RíoTogoridó y al norte de la carretera Dabeiba-Mutatá en las cabeceras de las quebradasGuineales y Pegadó. Está constituido princi-palmente por conglomerados y areniscas. Losconglomerados son polimícticos, con cantosgruesos a muy gruesos de basaltos, tonalitas,calizas y diabasas. Las areniscas son feldes-páticas de grano fino a grueso, mal seleccio-nadas en matriz arenoarcillosa, de color grisverdoso y contienen abundantes macrofósilesdel Mioceno Inferior. Algunos bancos de are-niscas tienen aporte volcánico.

El segmento Pegadó se encuentra entre los ríosChuscal y Pegadó y en El Apital al suroestede Dabeiba; está constituido por conglomera-dos, areniscas, limolitas carbonosas y lutitascalcáreas con fósiles del Mioceno Medio. Losconglomerados son polimícticos mal seleccio-nados con cantos de chert, basaltos, cuarzolechoso, aglomerados y plutonitas cuarzodio-ríticas. Las areniscas son deleznables de colorgris oscuro, grano fino, compuesta por cuar-zo, líticos, chert y abundantes restos orgáni-cos.

Edad. Esta formación indica una sedimenta-ción en un ambiente litoral, de alta energía,con desarrollo de islas arrecifales y aporte vol-cánico durante gran parte de la sedimenta-


176 INGEOMINAS

ción. La fauna encontrada presenta una am-plia distribución entre el Eoceno y el MiocenoMedio con predominio de formas delOligoceno Medio - Mioceno Inferior. La faltade un estudio estratigráfico sistemático y de-tallado y las complejidades tectónicas quemarcan las relaciones entre los segmentosestratigráficos, impiden determinar con ma-yor precisión la edad de esta formación, porlo cual se ha asignado tentativamente alMioceno, debido al predominio de faunas deesta edad.

Rocas sedimentarias sin diferenciar (Pgsd).Esta unidad, delimitada fotogeológicamentedebido a dificultades de acceso y escaso cono-cimiento del área, agrupa las rocas sedimen-tarias asignadas al Paleógeno, en sentido am-plio, que se encuentran al norte del departa-mento, en límites con el Departamento deCórdoba; aparecen en el mapa Geológico deAntioquia (INGEOMINAS, 1979) comosedimentitas transicionales, principalmenteareniscas, arcillolitas y conglomerados con ban-cos locales de carbón y asignadas al Eoceno-Oligoceno.

El mapa geológico de Colombia(INGEOMINAS, 1988) muestra en los naci-mientos del Río Verde del Sinú, una unidadconstituida por turbiditas finas, localmente concalizas pelágicas y hemipelágicas de ambien-te de fosa asignadas al Oligoceno-Plioceno.Esta unidad en parte podría corresponder ala Formación Uva, descrita en el borde orien-tal de la Cuenca de Urabá y asignada alOligoceno.

3.4.8. Aluviones (Ngal) (Qal) y Terrazas (Qt)

Material parcialmente consolidado en niveleselevados con relación al cauce actual de loscursos de agua; consta de niveles de terrazas

(Qt), en algunos casos como en el Bajo Caucade gran extensión y continuidad para ser re-presentados a la escala de mapa, mientras queen otras como en el Río Tonusco, a pesar deser notorios no alcanzan a ser indicados enél. Depósitos no consolidados de materialcoluvial y aluvial (Qal) son de poco espesoren los cañones de algunas quebradas y ríos,pero alcanzan grandes espesores y son de granextensión en el curso inferior medio de los ríosCauca, Magdalena, Atrato y algunos de susafluentes. Por su posición estructural y ca-racterísticas, es notorio, en la parte centralmontañosa del departamento, el aluvión delValle de Aburrá, donde se localiza la regióncon mayor densidad de población y más im-portante desde el punto de vista industrial yeconómico del departamento.

Capas de cenizas volcánicas que siguen cla-ramente la topografía del terreno son comu-nes en los altiplanos del oriente y Santa Rosay en la región de Sonsón, donde la morfolo-gía preexistente ha favorecido su acumulacióny posterior conservación.

El mapa geológico muestra como aluvioneszonas que localmente pueden contener ma-terial coluvial, pero que por su extensión yocurrencia local no se ha separado de los alu-viones.

3.4.8.1. Aluviones de Amalfi (Ngal).

Un grupo de aluviones del Neógeno en terra-zas elevadas con relación al cauce actual delas corrientes se encuentran entre Amalfi yAnorí.

Los depósitos están constituidos por gravas yarcillas con selección mala a regular y estra-tificación fluvial. Son relativamente resisten-tes a la erosión y constituyen la cima de ce-


INGEOMINAS 177

rros. No se presentan terrazas bien definidasy los niveles inferiores han sido explotadospara oro en La Viborita (Amalfi) y Chamus-cados (Anorí), donde además es común en-contrar cristales sericitizados de andalucita.

El alineamiento de los depósitos y su pendien-te general norte-noreste, sugiere que fuerondepositados por un río que corría en esta di-rección. Sinembargo, la elevación y localiza-ción topográfica del aluvión de La Viboritapudo haber sido modificada por fallas recien-tes (FEININGER et al., 1972).

La edad de estos aluviones es incierta, pero elhecho de que el río que los depositó no seacortado por los cañones de los ríos Porce yNechí, cada uno de más de 1.000 m de pro-fundidad, sugiere que los aluviones son ante-riores al levantamiento regional (PAGE, 1986).

3.4.8.2. Aluviones Recientes (Qal).

Las zonas aluviales, cuaternarias recientes másamplias, se encuentran al oriente del departa-mento relacionadas con el curso medio del Mag-dalena entre Puerto Triunfo y Puerto Berrío; enla zona norte, relacionados con el Bajo Cauca,entre Puerto Valdivia y Nechí y en la parte occi-dental, relacionados con el Río Atrato. Además,se encuentran amplias zonas aluviales sobre lascuales están edificadas las poblaciones del áreaMetropolitana de Medellín y hacia el oriente,Rionegro, La Ceja y La Unión.

El espesor de las zonas aluviales es muy va-riable y en el Valle de Aburrá localmente pue-

de alcanzar 200 m. Estos depósitos son unamezcla de material de arrastre y de despren-dimiento, compuesto por fragmentos de dife-rentes litologías, mal seleccionados y sin es-tratificación. Sin embargo, se puede observarhorizontes bien seleccionados en algunos alu-viones elevados con respecto al nivel actualde los ríos.

La mayor parte de los depósitos aluviales-coluviales son del Holoceno y su espesor pue-de estar en aumento, debido a la depositaciónactual, acelerada, en algunos casos por el in-tenso proceso de degradación a la cual ha es-tado sometida el área, en tiempos recientes.

3.4.8.3. Terrazas (Qt).

Depósitos aluviales en diferentes niveles, quese encuentran relativamente altos respecto alnivel actual de las corrientes próximas, a lascuales podrían estar genéticamente relaciona-dos; están mejor cementados y puedenclasificarse como terrazas (Qt). Son notoriaslas del Bajo Cauca Antioqueño, consideradasanteriormente, donde pueden definirse variosniveles, que han sido objeto en los últimos añosde una intensiva explotación para recuperarcantidades menores de oro y platino.

El origen de estas terrazas podría ser una evi-dencia del rejuvenecimiento de las corrientes,producido por el levantamiento de las cordi-lleras en las últimas etapas del ciclo orogénicoAndino; probablemente, durante elPleistoceno, época durante la cual las varia-ciones tectónicas y climáticas contribuyerona la formación de aluviones.


INGEOMINAS 179

4. TECTÓNICAEl Departamento de Antioquia hace parte delnorte de Colombia, que conjuntamente con elnoroccidente de Venezuela y la parte orientalde Panamá están situados cerca a la unióntriple del Darién de las placas de Nazca, Ca-ribe y Suramérica (Figura 20). Esta unión tri-ple se caracteriza por una tectónica comple-ja, donde los mecanismos primarios son lasubducción y el fallamiento transcurrente.Además, el noroccidente colombiano no haceparte en forma clara de la Placa Suramericana,ni de la Placa del Caribe, sino que más bien setrata de una zona amplia de deformación de600 km de ancho, que existe entre las placas,al oriente de la unión triple del Darién (PAGE,1986).

La geología del noroccidente colombiano in-dica que la deformación se desarrolla en zo-nas amplias, con cambios en su localizaciónen el tiempo y por lo tanto las condicionestectónicas actuales en la región sólo han teni-do vigencia en el Neógeno tardío.

La estructura cortical en esta región está de-terminada por la interacción de un sistemacomplejo de fallas regionales resultado de unatectónica compleja, que produce fallamientorecurrente y plegamiento a lo largo de estruc-turas antiguas, durante episodios múltiples dedeformación. Las deformaciones en elNeógeno y el Cuaternario se superponen fre-cuentemente. Varias zonas de falla con des-plazamiento cuaternario, están localizadas alo largo de zonas de cizalladura antiguas queconstituyeron zonas de subducción, talescomo las de Dolores, Palestina y Atrato(PAGE, 1986). Estas zonas tienen direcciónpredominante norte y atraviesan elnoroccidente colombiano.

Las cordilleras Central y Occidental consis-ten de un mosaico de bloques tectónicos, limi-tados por fallas y elongados con su direcciónmayor aproximada norte-sur, resultantes deuna tectónica de deslizamiento de rumbo, re-lacionada con una subducción oblicua(ASPDEN, 1984). Estas cordilleras sólo hanactuado, más o menos, como un bloquetectónico único durante el solevantamiento dela Orogenia Andina tardía y pueden conside-rarse como una unidad tectónica única a par-tir de este momento; las dos cordilleras sonfisiográfica y geológicamente diferentes.

La Cordillera Central se caracteriza por seruna cadena que ha sufrido intensosplegamientos, fallamientos e intrusionesbatolíticas, de gran magnitud, que han oscu-recido las relaciones estratigráficas y estruc-turales originales entre las diferentes unida-des litológicas que la constituyen.

El Departamento de Antioquia estáenmarcado dentro de dos grandes sistemas defallas aproximadamente perpendiculares en-tre sí: el primer sistema está representado porlas fallas de Palestina y Mulato al este y Cauca- Romeral al oeste con dirección entre NNE -SSW y NE - SW, las cuales coinciden con lasdirecciones generales de los sistemas tectónicosde la cadena andina (PAGE, 1986;TOUSSAINT et al., 1987). El segundo siste-ma tiene dirección aproximada NW - SE a E -W y está constituido por las fallas Monteloro,Nare, Nus, Caldera, Balseadero y El Bizcochoy los alineamientos de los ríos San Bartoloméy Arma.

Las características principales de los sistemasde fallas (Figura 21) son, de este a oeste:


180 INGEOMINAS

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INGEOMINAS 181

Autor:

Fecha: I / 96


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Digitalizó:

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I N G E O M I N A S

SISTEMA DE FALLAS PRINCIPALES


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182 INGEOMINAS

Sistema de Palestina. Este sistema presentaun rumbo N 10° a 20°E. Las fallas principa-les son: Palestina, Nus, Norcasia, San Diego,Mulato, Jetudo, Cocorná, Cimitarra, Bagre yOtú. La zona tiene unos 500 km de longitud;corta la esquistosidad regional y litologías en-tre la parte media de la Cordillera Centralhasta la estribación oriental, en el Valle delMagdalena, al oeste de Puerto Berrío. La Fa-lla de Otú define el límite oriental del TerrenoTahamí (TOUSSAINT, 1993) y se interpretacomo la línea aproximada de una zona deacreción.

Sistema de San Jerónimo. La falla San Jeróni-mo define el límite oriental del Terreno Cali-ma y se extiende al sur como Falla de Campa-nario que McCOURT (1984) considera comoparte del Sistema de Fallas de Palestina. Sinembargo, en Antioquia parece estar más rela-cionada con el Sistema de Fallas Romeral(GONZÁLEZ, 1977).

Falla Espíritu Santo. Presenta una direcciónregional N 25°E y se extiende por 300 km apartir de Liborina, al norte de El Doce cercade Cáceres. Hacia el norte de este sitio, apa-rece cubierta por sedimentos del Cuaternarioy parece prolongarse hacia el Río Magdalenaa lo largo de la margen sureste de la cuencadel Bajo Cauca.

Sistema Romeral. En este gran sistema pue-den considerarse dos subsistemas: el deno-minado Silvia - Pijao, que define el límite oc-cidental de los esquistos paleozoicos delComplejo Cajamarca y el Cauca - Almaguerque define el límite occidental de los esquistosde media - alta presión mesozoicos del Com-plejo Arquía. La zona de falla está com-puesta por fallas subparalelas,anastomosadas. Las fallas individuales tie-nen nombres diferentes y su longitud varíadesde unos pocos metros a más de 50 km.

En conjunto se interpreta como una zonade sutura del Cretácico Inferior.

Fuera de estos grandes sistemas defracturamiento existen otros menores, a vecesparalelos a los sistemas principales o satélites aellos en forma oblicua formando sistemasdenominadados «Cola de Caballo», comunes enla Falla de Palestina (FEININGER, 1970). Lasgrandes fracturas tienen, en general, una claraexpresión morfológica y presentan rocas frac-turadas, cizalladas, alteración y brechamiento,mientras que las menores presentan sólo algu-nas de estas características y están marcadas pre-ferencialmente por alineamientos visibles en lasfotografías aéreas.

Hacia el este del departamento se encuentrala depresión geomorfológica del Valle delMagdalena, con un borde recto en elpiedemonte de la Cordillera Central marca-do por la Falla de Mulato, inversa durante elPaleógeno y normal durante el Neógeno(PAGE, 1986).

La Cordillera Occidental está constituida porrocas de ambiente oceánico, del Cretácicoadosadas a la Cordillera Central a lo largo dela sutura representada por el Sistema de Fa-llas Romeral, durante el Cretácico tardío. Ro-cas de afinidad ofiolítica, representativas dela corteza oceánica, y las rocas metamórficasde media alta presión, del Complejo Arquíase encuentran cabalgando sobre el basamen-to de la Cordillera Central (TOUSSAINT yRESTREPO, 1988).

Las fallas más importantes en la parte occi-dental del departamento son de oriente a oc-cidente (Figura 21):

Fallas de Sabanalarga. Sistema constituidopor las fallas Sabanalarga Oeste ySabanalarga Este. La zona tiene unos 90 km


INGEOMINAS 183

de longitud y se extiende hacia el norte deLiborina. Al norte de La Pintada este sistemapresenta rasgos geomorfológicos más fuertesy continuos que cualquiera de las fallas de laregión del Cauca.

Zona de Falla Cauca. Corre paralelamente ala zona de falla Romeral y por lo general si-gue por el costado occidental de la zona decizalladura de Dolores (PAGE, 1986), su rum-bo es N - NE. Entre Bolombolo y Santa Fe deAntioquia cubre una zona de 2 - 5 km de an-cho de ramificaciones y fallas anostomasadas.Esta falla se puede unir a la Falla deSabanalarga Este, y hace parte del Sistemade Fallas Romeral. Cerca a Santa Fe deAntioquia, la Falla del Cauca gira al occiden-te y se confunde con una zona angosta deli-mitada por las fallas Buriticá y Peque.

Falla Anzá. Tiene unos 50 km de longitud, dedirección N -S a N 15°W, entre el sur deBolombolo y la Quebrada Noque. Al norteaparece como alineamiento, que se une conlas fallas Cañasgordas y Peque; afecta conglo-merados y areniscas de la Formación Amagá.

Falla Peque. Tiene una longitud de unos 140km, con rumbo norte a N 15 °E y se extiendeentre Buriticá y las cabeceras del Río San Jorge.

Fallas de Urrao. Las fallas Urrao Este y Oesteestán situadas en la parte alta de la Cordille-ra Occidental, cerca a la población de Urrao.Estas fallas de rumbo norte hacen parte deuna serie de fallas de tendencia paralela al ejede la cordillera. Tiene unos 75 km de longi-tud. La Falla Urrao Oeste es conocida comoFalla Penderisco (ÁLVAREZ y GONZÁLEZy 1978); tiene unos 40 km de longitud.

Falla Cañasgordas. Denominada Tonusco porAlvarez y González, (1978), se extiende des-de Giraldo a lo largo de los ríos Tonusco y

Sucio, hasta Dabeiba, con una longitudaproximada de 50 km; cerca a Cañasgordastiene dirección N 50° W.

Falla Abriaquí. Está localizada 10 km al surde Abriaquí con dirección N 50° W y se ex-tiende por 35 km entre Abriaquí al sur yDabeiba al norte. Consta de varios ramalesque cubren un área de 0,5 a 2 km de ancho.

Zona de Falla Tucurá. Corresponde a una fa-lla de tendencia norte, en la parte septentrio-nal de la Cordillera Occidental. La fallas yalineamientos al sur del Río Penderisco ha-cen parte de esta zona, que se extiende haciael norte y se interna en el Valle del Río Sinú,por una longitud de 240 km (PAGE,1986).

Falla San Pedro. Tiene una expresión linealnotable con rumbo N 25°E y 120 km de longi-tud en el Río San Juan de Urabá, unos 3 km aloeste de San Pedro de Urabá, con rumbo N25°E.

Zona de Falla Murrí - Mutatá. Esta zona defalla esta constituida por las fallas Murrí en elsur y Mutatá en el norte; esta última apareceen algunos trabajos como la parte norte de laFalla Atrato. La zona se extiende por 300 kmdesde el Río Penderisco hasta el Mar Caribecon una dirección entre N 10°W y N 25°W.

Falla Murindó. Está situada en la parte oestede la Cordillera Occidental; se extiende entreel Río Arquia y el Río Sucio con una longitudde 100 km y dirección N 10°W.

Falla Atrato. Esta falla ha sido propuesta se-gún indicios por varios autores (CASE et al.,1971; IRVING, 1971) a lo largo del margenoccidental de la Cordillera Occidental. SegúnPage (1986), al sur del Río Sucio, esta falla noexiste, al menos como falla del Plioceno -Cuaternario.


184 INGEOMINAS

Las fallas principales pueden haber cambia-do de estilo durante la evolución delnoroccidente colombiano, pero las evidenciasen muchas de ellas indican, que al menos enun tiempo actuaron como fallas de rumbo condesplazamientos horizontales de gran mag-nitud (FEININGER, 1970; McCOURT et al.,1984).

Las unidades litológicas relacionadas con elSistema de Fallas Romeral y en algunos secto-res de las fallas de Palestina, Sabanalarga,Tonusco y Penderisco, se caracterizan por eldesarrollo de una esquistosidad o foliacion ca-racterística producida por los efectos dinámi-cos, que afectan tanto a las secuencias sedi-mentarias y metasedimentarias, como a algu-nas rocas ígneas. La dirección de estaesquistosidad es paralela a subparalela a ladirección general de las fallas y de las fractu-ras que la ocasionan.

La uniformidad en el rumbo de laesquistosidad en las metamorfitas y de la es-tratificación en las sedimentitas sugiere laausencia de pliegues regionales importan-tes, aunque podrían corresponder estas ob-servaciones estructurales a plieguesisoclinales de gran magnitud (BARRERO etal., 1969); plegamientos menores de ocu-rrencia local se observan en las franjas deesquistos de los complejos Cajamarca yArquía y en sedimentitas cretácicas; son

plegamientos simétricos, con planos axiales,paralelos a la esquistosidad regional.

Las sedimentitas de la Formación Amagá pre-sentan pliegues de gran magnitud, con ejesparalelos a la dirección general de las cordi-lleras. Este plegamiento estaría, probablemen-te, relacionado con la orogenia andina, mio -pliocena y controlado por movimientos verti-cales a lo largo de las fallas principales del Sis-tema Romeral, que controla la cuenca dedepositación.

Algunas de las fallas anteriores muestran evi-dencias de actividad desde el Plioceno tardío(PAGE,1986); la mayoría de estas sonreactivación de fallas y zonas de cizalladuraantiguas. Los niveles de actividad varían demuy bajos a altos. Las fallas con grado deactividad moderado a alto pertenecen a va-rias zonas de fallas con rumbo norte,espacialmente en el departamento, a las zo-nas de Romeral y Murrí -Mutatá. Las fallasindividuales de las zonas pueden producirsismos con una frecuencia relativamente mo-derada.

Otras fallas aisladas como las de Espirítu San-to, Urrao, Abriaquí y Tucurá muestran gra-dos moderados de actividad (PAGE, 1986) ypueden ser fuente de sismos con una frecuen-cia de recurrencia baja a moderada.


INGEOMINAS 185

5. RECURSOS MINERALESLa riqueza minera de Antioquia se ha basadoprincipalmente en la minería del oro, cuya ac-tividad se remonta a la época de la conquista(RESTREPO, 1937; POVEDA, 1981). Nume-rosas son las referencias históricas de los filo-nes y aluviones auríferos, sobre el desarrollode algunas explotaciones y la literatura tradi-cionalista aún basa sus narraciones en la vidade minas y mineros. Sin embargo, muchascitas son fragmentarias y no se encuentran,en la mayoría de los casos, precisionesgeológico-mineras que sirvan de base para ca-racterizar los distritos mineros y así fijarparámetros que permitan definir un progra-ma de exploración sistemático. Las probabi-lidades de éxito para encontrar nuevos de-pósitos minerales dependen altamente del ni-vel de detalle de la cartografía geológica y, porlo tanto, el avance en este campo durante losúltimos años ha permitido tener un conoci-miento adecuado, para definir las posibilida-des de ocurrencias minerales en cada una delas regiones del departamento.

Estas posibilidades deben ser evaluadas me-diante programas de exploración sistemática,en especial mediante un muestreo y análisisgeoquímico que permita la delimitación deáreas específicas de interés para determina-das ocurrencias minerales. El marco geológicocomplejo y variado del departamento y lasocurrencias minerales conocidas, dan expec-tativas para un amplio rango de depósitos mi-nerales. Los terrenos cordilleranos incluyenrocas metaígneas y metasedimentarias, deedad proterozoica, cuerpos ultramáficosintrusivos y de afinidad ofiolítica, basaltosoceánicos, rocas metasedimentarias ymetavolcánicas, rocas instrusivas granitoides,

rocas sedimentarias mesozoicas; además exis-ten las cuencas inter- montanas con gruesasacumulaciones de sedimentos. Existen impor-tantes manifestaciones minerales en estos am-bientes geológicos (RODRIGUEZ Y PERNET,1983) y se pueden encontrar depósitos metá-licos económicos de cobre, plomo, zinc, plata,mercurio, elementos del grupo del platino,cromita, manganeso y oro, depósitos no me-tálicos y materiales de construcción, ademásde carbón y petróleo, en las cuencas sedimen-tarias.

Más que una descripción de cada una de lasocurrencias minerales del departamento, sepretende mostrar, en función de las caracte-rísticas geológicas de las diferentes áreas, lasposibilidades para diferentes recursos mine-rales, basados en las manifestaciones conoci-das. Con base en el mapa geológico, y en sugeografía, el departamento se divide en treszonas fácilmente identificables (Figura 22): lazona occidental al oeste del Río Cauca, la cen-tral que comprende los batolitos Antioqueñoy de Sonsón, sus zonas de contacto y áreasadyacentes al este del Río Cauca y la orientalque cubre el resto del departamento.

Antioquia ha sido el principal productor deoro de Colombia aunque su participación enel total de la producción nacional, muestra undescenso en los últimos años (Tabla 34), y essobrepasado en el último año por el Departa-mento de Bolívar. Presenta además valoressignificativos en la producción de carbón,minerales no metálicos y materiales de cons-trucción (Tabla 35), industria esta última degran importancia, no sólo por su producción,sino por la mano de obra empleada.


186 INGEOMINAS

Fecha: I / 96

Luz Rosario Audiverth.H

FIGURA 22

Digitalizó:

I N G E O M I N A S

ZONAS GEOLÓGICO - GEOGRÁFICAS


60km.0 30

Fuente: Modificado Rodríguez yPernet, 1.983

4 30’o

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INGEOMINAS 187

La descripción de las zonas se basa en el tra-bajo de Rodríguez y Pernet (1983), comple-mentada con la información recopilada y ob-tenida para la elaboración del MapaMetalogénico de Colombia, actualmente enelaboración por INGEOMINAS.

Sin embargo, a pesar del avance en el conoci-miento geológico del departamento, del aumento

TABLA 34. PRODUCCIÓN DE ORO Y PLATA EN ANTIOQUIA

Producción de Oro

AÑO PRODUCCION TOTAL PRODUCCION % PRODUCCION %DEL PAIS ANTIOQUIA RESTO DEL PAIS

(Onzas Troy) (Onzas Troy) (Onzas Troy)

1987 853,7 622,7 72,9 23,10 27,1

1988 932,6 652,3 69,9 280,3 31,1

1989 948,5 682,2 66,2 230,3 33,8

1990 943,7 888,2 62,3 355,5 37,7

1991 1119,1 538,3 48,1 580,8 51,9

1992 1032,6 423,2 41,0 609,4 59,0

1993 874,5 271,3 31,0 603,2 69,0

1994 157,9

Producción de Plata

AÑO PRODUCCION TOTAL PRODUCCION % PRODUCCION %DEL PAIS ANTIOQUIA RESTO DEL PAIS

(Onzas Troy) (Onzas Troy) (Onzas Troy)

1987 171,5 119,3 69,6 52,2 30,4

1988 216,8 147,0 69,7 63,8 30,3

1989 220,1 145,8 66,2 74,3 33,8

1990 211,7 132,2 62,5 79,5 37,6

1991 256,5 125,0 48,7 131,5 51,3

1992 266,6 108,6 40,7 158,0 59,3

1993 235,6 100,8 42,8 134,8 57,2

1994 134,0 67,2 50,3 67,0 49,7

FUENTE: Gobernación de Antioquia, Departamento de Planeación

en el valor de algunos metales y de un desarro-llo basado en una mejor infraestructura de ser-vicios, la minería de los metales preciosos y engeneral de los metálicos, muestra un retrocesomarcado durante los quince años transcurridosdesde la publicación del Mapa de Recursos Mi-neros del Departamento; ha disminuido su par-ticipación en el PIB departamental y en la pro-ducción minera nacional. Algo similar ha ocu-


188 INGEOMINAS

rrido con el carbón, donde los precios bajos ydificultades de mercadeo han impedido el de-sarrollo integral de la cuenca de Amagá dondesólo sería posible su reactivación con la instala-ción de una termoeléctrica, que utilice el recur-so de la región.

La producción de asbesto en Campamentotambién se ha visto afectada, tanto por las res-tricciones ambientales que se hanimplementado en los últimos años para la uti-lización de productos de asbesto, como porlas condiciones de orden público que dificul-tan la operación minera.

Sólo han entrado a operar, en este período,proyectos de mediana a gran minería relacio-nados con minerales y materiales industria-les, utilizados en la industria cementera connuevas fábricas o la ampliación de las ya exis-tentes como las de Cementos Rioclaro, El

TABLA 35. PRODUCCIÓN MINERA EN ANTIOQUIA 1987-1994

ONZAS TROY 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994Oro 622,7 652,3 682,2 588,2 538,3 423,2 271,3 157,4

Plata 119,3 147 145,8 132,2 125 108,6 100,8 67,2

MILES DE TONELADAS 1990 1991 1992 1993 1994Caliza 1.566,7 1.575,1 1.626 1.757,3 1.827,6

Dolomita 41,8 20 36 40,8 46,9

Feldespato 23,6 1,2 27,5 20,8 30,2Arcilla y Caolín 620 652,3 781,2 839,8 940,6

Cuarzo y Arena 54 30,2 299,4 314,4 325,4

Talco 2.101 19,8 19,7 30,1 35,2Carbón 777,5 920,3 1.121,5 117,2 1.166,9

MILES DE BARRILESPetróleo 11.259,3 11.776,7 10.206,2 8.975 8.346,8

FUENTE: Gobernación de Antioquia

Cairo o Nare y con la industria cerámica odel vidrio.

Caso aparte sería la explotación de materia-les utilizados en la industria de la construc-ción, pues por su naturaleza específica e in-formalidad, en la mayoría de los casos, no esposible contar con estadísticas confiables paraanalizar su comportamiento en el períodoconsiderado, pero es obvio que por la canti-dad de mano de obra no calificada empleadaen su obtención y transformación, tiene unvalor significativo en el desarrollo económicoy social del departamento.

Todo lo anterior implica, que sólo un plan dedesarrollo minero estructurado con base en elconocimiento adecuado de los ambientesgeológicos en el departamento, de las necesida-des minerales de la industria departamental ynacional así como en el estudio de los minerales


INGEOMINAS 189

estratégicos para el desarrollo de Colombia(INGEOMINAS, 1995) y con un verdadero apo-yo de las diferentes autoridades involucradas enun campo amplio como el minero, se lograráque el departamento vuelva a tener en la mine-ría un polo de desarrollo industrial, económicoy, lo más importante, en lo social, como fuentede empleo, bienestar y progreso.

5.1. ZONA OCCIDENTAL

Esta zona está localizada en la Cordillera Oc-cidental cubriendo además la región de Urabáy la cuenca del Atrato, al occidente en el lími-te con Chocó; al norte limita con Córdoba yal sur con Risaralda (Figura 23). Acorde conlas características geológicas de las unidadeslitológicas que afloran y las similitudeslitológicas y genéticas de las mineralizacionesconocidas, la zona se divide en distritos mi-neros (RODRÍGUEZ Y PERNET, 1983).

5.1.1. Distrito Minero del Centro

Este distrito lo conforman los municipios deAbriaquí y Caicedo y la parte oriental deFrontino y Urrao. Los depósitos mineralesconocidos están representados pormineralizaciones filonianas, de sulfuros conoro y plata, emplazadas en rocas dioríticasrelacionadas con el Batolito de Mandé yvolcano-sedimentarias del GrupoCañasgordas (Tabla 36).

La minería está concentrada en los bordes delos stocks de Morro Pelado, Morro Gacho, Pá-ramo de Frontino y su aureola de contacto,con sedimentitas de la Formación Penderisco.

Las mineralizaciones, en su gran mayoría, sepresentan en filones simples, compuestos oramificados con espesor entre pocos centíme-

tros y un metro, con longitud conocida entrealgunas decenas de metros y varios kilóme-tros, caracterizados por una estructura enrosario con variaciones considerables en el es-pesor y desplazamientos pequeños produci-dos por fallas normales. En el área de MorroGacho y La Horqueta, se observa estructurade «Cola de Caballo» como resultado de cam-bios en la roca de caja con ramificación ybrechamiento, al pasar los filones de la rocaígnea a la serie sedimentaria.

Minería aluvial se encuentra restringida a lascuencas de los ríos Herradura y Pabón, don-de ocasionalmente se han efectuado trabajosde barequeo. Los recursos minerales no me-tálicos conocidos son de escasa importancia yestán representados por calizas, arcillas y ma-teriales de construcción.

Calizas. Rocas calcáreas del MiembroNutibara del Grupo Cañasgordas han sidoexplotadas esporádicamente para la obten-ción de cal agrícola. Los estratos calcáreosson continuos a lo largo del rumbo, por gran-des distancias.

Arcillas. Se utilizan para la fabricación de la-drillos y tejas, en pequeños tejares alrededorde Frontino. Estas arcillas son producto demeteorización profunda de algunas rocas delMiembro Urrao. Por su extensión y caracte-rísticas son una fuente potencial de gran im-portancia para el desarrollo de la industriaalfarera en la región.

Materiales de Construcción. El material paraafirmado de vías se obtiene de canteras locali-zadas sobre niveles de chert, del MiembroNutibara, especialmente en alrededores deFrontino, entre Encarnación y El Sireno y cercaa Nutibara. Para agregados se utiliza materialextraído de los aluviones de los ríos Herradura,Pabón, Penderisco y afluentes mayores.


190 INGEOMINAS

Fuente:

Fecha: I / 96

Luz Rosario Audiverth H.Modificado Rodríguez yPernet, 1.983

FIGURA 23

Digitalizó:

ESCALA

I N G E O M I N A SPRINCIPALES OCURRENCIAS

MINERALES EN LA ZONA OCCIDENTAL

DEL DPTO. DE ANTIOQUIA

4 30’o

5 00’o

5 30’o

6 00’o

6 30’o

7 00’o

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BOYACÁ

MARCARIBE

Caucasia

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Segovia

Yolombó

Yondó

Sonsón

Valparaiso

PuertoBerrio

PuertoTriunfo

MEDELL ÍN

Vigia delFuerte

Chigorodó

Apartadó

Carepa

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San Juande Urabá

San Pedrode Urabá

Mutatá

Frontino

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66


CONVENCIONES

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Fal laAl ineamiento

Drenaje

Mina

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74

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42

44

43

22191816

17

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9

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6

5

43

2


INGEOMINAS 191

OCURRENCIAS MINERALES EN EL DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA

ZONA OCCIDENTAL

URABÁ

1 Pozo Piedrecitas (carbón).2 Pozo Necoclí (arcilla con carbón).3 Río Guadualito (carbón).4 Río Currulao (carbón)5 Zona Carepa (carbón).6 Pozo Turbo 1 (lignito).7 Pozo Urabá 1 (lignito).8 Mutatá - Pavarandocito (Au - Ag)

EL CENTRO - MANDÉ

9 - 18 Río Amparradó (Au - Ag)10 Vallesí (Mn)12 Nudillales (Cu)10 Murindó (Cu - Au)17 Pantanos (Cu - Mo)19 Río Negro (Cu)20 Río Julio (Cu, Zn, Au, Ag)23 Río Carauta (Au)25 Río Chaquenodá (Au)30 Peque (Cu, Pb, Zn)31 - 32 Buriticá (Au)33 Alto Pizarro (Au)34 Morrogacho (Au)35 El Cerro (Au)37 La Fortuna, El Rollo (Au)38 Piedras (Au, pirita)39 La Horqueta (Au)41 Río Penderisco (Au)42 - 43 Río Murrí (Au, Pt)50 La Esperanza (Au)52 Caleras Río Abajo53 - 54 - 55 - 57 Páramo Frontino (Au, Ag)56 La Mocosa (pirita, blenda)59 La Diego (pirita, blenda)62 La Betulia (Au)65 La Doris (Au)

CAUCA

67 Cerro Plateado (Cu)68 Concordia (Au)74 - 75 - 76 Támesis, Valparaíso, Caramanta (Au, Ag)


192 INGEOMINAS

TABLA 36. DEPÓSITOS MINERALES EN LA ZONA OCCIDENTAL DE ANTIOQUIA,DISTRITOS CENTRO Y MANDÉ

Anomalías Cu

Cordillera Occidental ca-racterizada por anomalíasgravimétricas positivas;anomalías Cu-Pb-Zn

Anomalía Cu-Au-Ag

Anomalías Pb-Zn

Venas cuarzoauríferasbajas en sulfuros

Au de placer y elementosdel grupo del platino

Calizas

Arcillas

El Cerro - MorrogachoPáramo Frontino

Río HerraduraRío Pabón

Ninguno

Frontino - Nutibara

Rocas volcánicas básicas y sedimen-tarias intruidas por plutones intermedios

Depósitos aluviales; especial atencióna ríos que drenan plutones intermediosy básicos

Calcáreos del Miembro Nutibara

Rocas basálticas laterizadas

Barequeo

O

Sulfuro Masivo

Pórfidos de Cu-Mo

Pórfidos de Cu-Au

Au epitermal de tipo cuar-zo- adularia

Au placer, elementos gru-po platino

Ninguno

Pántanos - Mandé

Murindó

La Equis

Carauta-Chaquenodá-ArquíaPenderisco

Basaltos almohadillados diques diabasa

Intrusivos félsicos del Paleógeno inclu-yendo pórfidos de cuarzo que localmenteintruyen batolitos de tonalita

Idem

Venas que cortan rocas encajantes deintrusivos paleógenos cerca a depósi-tos de cobre porfídico

Depósitos aluviales

5.1.2. Distrito Minero de Mandé.

Esta localizado al occidente de los municipiosde Dabeiba, Frontino, Urrao y comprendeademás toda la jurisdicción de Murindó; li-mita tanto al norte como al sur, con el Depar-tamento del Chocó.

Este distrito, aunque en la actualidad no tie-ne una minería característica, es de gran in-terés por cuanto en él se localizan dos de losprospectos de mayor importancia para un

futuro desarrollo de minería a gran escala,tanto a nivel departamental como en el país.

Estos prospectos están asociados a facies mar-ginales porfídicas del Batolito de Mandé, peroademás se encuentran manifestacionesfilonianas con oro, plata y sulfuros básicosasociados tanto a rocas volcano-sedimenta-rias del Complejo Santa Cecilia- La Equis,como a intrusivas dioríticas. En los aluvio-nes de los ríos del área se ha explotado oro yplatino, en pequeña escala (Tabla 36).

DISTRITO MANDÉTIPO DEPÓSITO DEPÓSITOS CONOCIDOS AMBIENTE LITOLÓGICO OBSERVACIONES

DISTRITO CENTROTIPO DEPÓSITO DEPÓSITOS CONOCIDOS AMBIENTE LITOLÓGICO OBSERVACIONES


INGEOMINAS 193

5.1.2.1. Prospecto Pantanos-Pegadorcito.

Este prospecto corresponde a una mineraliza-ción de cobre con molibdeno, asociada a cuer-pos pequeños de pórfido dacítico, que cortanel Batolito de Mandé. La mineralización ocu-rre diseminada y asociada a fracturas y pla-nos de cizalladura. Los sulfuros primariosconstituyen, en promedio, un 1% del volumende la roca y son pirita, calcopirita, bornita contrazas de molibdenita (RAMÍREZ et al., 1979;ÁLVAREZ et al., 1984).

5.1.2.2. Prospecto Murindó.

Corresponde este prospecto a unamineralización de cobre diseminado con va-lores significativos de oro lo cual lo hace másatractivo. Las rocas porfídicas de composi-ción dacítica, con las cuales se relaciona lamineralización aparecen como facies margi-nales o intruyendo dioritas del Batolito deMandé, donde se observa una intensa altera-

ción hidrotermal. La mineralización eshipogenética y está constituida por pirita,calcopirita con escasa bornita y molibdenita(GUARIN Y ÁLVAREZ, 1977).

5.1.3. Distrito Minero de Dabeiba.

Este distrito lo conforman los municipios deDabeiba, Uramita, Mutatá y la parte occiden-tal de Ituango. Los principales recursos mine-rales son metálicos y de menor importancialos no metálicos: calizas y materiales de cons-trucción (Tabla 37).

Nudillales. Manifestación de cobre en rocasdioríticas en el contacto con vulcanitas con unazona de enriquecimiento supergénico, de formalenticular. La mineralización primaria es dise-minada y rellenando pequeñas fracturas; estáconstituida por calcosina, bornita, tenantita,calcopirita, pirita, molibdenita y trazas dehematita y magnetita (BOLIDEN, 1963b).

TABLA 37. DEPÓSITOS MINERALES EN LA ZONA OCCIDENTAL DE ANTIOQUIA.DISTRITO DABEIBA.

Exploración Boliden(1963a,b) venas cuarzocon Cu, Zn, Au Ag

Evaluación preliminarIngeominas Naciones Uni-das (1977).

Pórfidos (?) Cu-Mo

Mn volcanogénico

Au epitermal de tipocuarzo-adularia

Au placer, elementosgrupo platino

NudillalesRío Julio

Vallecí

Río Amparradó- RíoSucio

Río Sucio

Intrusivos félsicos delPaleógeno,incluyendopórfidos de cuarzo que lo-calmente intruyen batolitosde tonalita.

Chert y otras rocaspelágicas asociadas conrocas volcánicas.

Venas que cortan rocasencajantes de intrusivospaleógenos cerca a depó-sitos de cobre pórfídico.

Depósitos aluviales.

DISTRITO DABEIBATIPO DEPÓSITO DEPÓSITOS CONOCIDOS AMBIENTE LITOLÓGICO OBSERVACIONES


194 INGEOMINAS

Prospecto Río Julio. Este prospecto está consti-tuido por tres tipos de mineralización: la prime-ra asociada a venas de cuarzo con Cu, Zn, Au yAg; la segunda a venas que cortan la zona deoxidación con calcopirita abundante y la terce-ra con pirita diseminada (BOLIDEN, 1963a).

Además, se conocen en la región variasmineralizaciones en filones de cuarzo, con co-bre nativo y evidencias de minería artesanal paraoro, plata y cobre, en las cabeceras del RíoChaquenoda (RODRÍGUEZ y PERNET, 1983).

Vallecí. La región de Vallecí, cerca a la des-embocadura de la quebrada de este nombreal Río Sucio, es de gran interés por las ocu-rrencias y manifestaciones de minerales demanganeso.

La litología está constituida por una secuen-cia volcano-sedimentaria, donde predominanlavas almohadilladas con aglomerados, bre-chas y tobas sobre las cuales descansan, en dis-cordancia, arenitas y limolitas con fósiles delMioceno (Formación Guineales); asociados alas rocas volcánicas aparecen horizontes dejaspe con minerales de manganeso, braunitay pirolusita. En áreas aledañas a Vallecí exis-ten otras manifestaciones de manganeso.

Este ambiente ha sido poco explorado y ade-más del potencial en manganeso presentaperspectivas favorables para depósitos asocia-dos a éste, como sulfuros masivos estratiformesde hierro, cobre y zinc.

Amparradó. Además del cobre y manganesoexiste en este distrito, principalmente, a lo lar-go del Río Amparradó, una minería de filónpara oro y plata, relacionada con venas decuarzo de dirección norte-sur con pirita,calcopirita y bornita, encajadas en basaltos ydiabasas de la Formación Barroso(RODRÍGUEZ y PERNET, 1983).

Prospecto Rio Sucio. Corresponde a un de-pósito aluvial auro-platinífero poco profun-do y de tamaño regular, el cual ha sido en-riquecido por la erosión de antiguas terra-zas (INGEOMINAS-NACIONES UNIDAS,1977) a lo largo del Río Sucio, entre Mutatáy Pavarandocito.

Recursos No Metálicos. Estos recursos estánrepresentados por caliza y materiales de cons-trucción y son fuente potencial de aprovecha-miento ya que no se conocen explotaciones enel área. Las calizas hacen parte del MiembroNutibara del Grupo Cañasgordas, en la regiónde Río Verde y cabeceras del Togoridó. Gra-vas y arenas se encuentran en el Río Sucio, enextensos depósitos aluviales que se extiendenhacia la región de Mutatá.

5.1.4. Distrito Minero del Suroeste

Este distrito está conformado por los munici-pios de Salgar, Bolívar, Andes y Betania, peroen la actualidad la mayoría de los antiguostrabajos mineros se encuentran abandonados.

Los depósitos minerales metálicos están cons-tituidos por sulfuros de hierro, cobre, plomo,zinc y antimonio con oro y plata asociados avetas de cuarzo, de origen hidrotermal, querellenan fracturas en rocas dioríticas y zonasde contacto (Tabla 38).

Asociadas al Stock del Cerro Plateado, Salgar,se encuentran algunas mineralizaciones de co-bre y algunos filones de cuarzo, que fueronexplotados para oro y plata (Tabla 38).

Al occidente del distrito, asociada al Batolitode Farallones y en especial al sur de Andes,existió una minería de oro y plata que tuvocierta importancia para el desarrollo de laregión.


INGEOMINAS 195

5.1.5. Distrito Minero de Urabá

Comprende la zona conocida en Antioquiacon este nombre, la cual por su conformacióngeológica puede ser de interés económico porla ocurrencia de carbón e hidrocarburos; sinembargo, con los estudios hasta ahora efec-

tuados no es posible realizar una clasificacióny cuantificación de éstos depósitos. Como ma-teriales de construcción, utilizados en las obrasde infraestructura a nivel local, se explotan lasarenas y gravas de los ríos mayores, afluentesdel Río León.

En explotación. Desarrollotermoeléctrico

Industria del cemento

Anomalías de Cu-Pb-Ag,Zn

Carbón

Calcáreos

Mn. Volcanogénico

Au - Ag epitermal

Arcillas

Amagá - Angelópolis - TitiribíVenecia - Fredonia

El Cairo

Santa Barbara

El Zancudo - Otra Mina

Abejorral

Fm. Amagá, en especialMiembro Medio

Mármoles en ComplejoCajamarca

Chert y rocas pelágicasen rocas volcánicas bási-cas del ComplejoQuebradagrande

Venas en rocas cerca astocks andesíticos delNeógeno

Depósitos transportados

Au -Epitermal tipo adularia

Sulfuro masivo

Mn volcanogénico

Carbón

Hidrocarburos

El Plateado

Ninguno

Ninguno

Carepa - Currulao-Río León

No

Filones de cuarzo que cor-tan intrusivos dioríticos ysus rocas encajantes

Basaltos almohadillados(Fm. Barroso).

Chert y rocas pelágicasasociados con rocas volcá-nicas de la Fm. Barroso

Cuenca sedimentaria

Cuenca sedimentariadeUrabá y zona de plataforma

Presencia de carbón enpozos exploratorios parapetróleo

Existen algunos levanta-mientos de sísmica y po-zos exploratorios

TABLA 38. DEPÓSITOS MINERALES ZONA OCCIDENTAL DE ANTIOQUIA.DISTRITOS SUROESTE, URABÁ Y CAUCA.

DISTRITO SUROESTE Y URABÁTIPO DEPÓSITO DEPÓSITOS CONOCIDOS AMBIENTE LITOLÓGICO OBSERVACIONES

DISTRITO CAUCATIPO DEPÓSITO DEPÓSITOS CONOCIDOS AMBIENTE LITOLÓGICO OBSERVACIONES


196 INGEOMINAS

5.1.6. Distrito Minero del Cauca

Este distrito está conformado por los munici-pios aledaños al Río Cauca desde Valparaísoy Santa Bárbara al sur, hasta Sabanalarga yPeque al norte y comprende parte de las re-giones occidental y central, donde las carac-terísticas geológicas son similares y están rela-cionadas con un intenso tectonismo del Siste-ma de Fallas Romeral, que genera cuencas detracción, en las cuales se depositaron sedimen-tos molásicos continentales.

La actividad minera característica ha sido laexplotación de carbones en las áreas deAmagá-Angeolópolis, Titiribí y Venecia-Fredonia-Bolombolo ( Tabla 38), cuya produc-ción alcanza 1,2 millones de toneladas (Tabla35). Los mantos explotables de carbón se en-cuentran en el Miembro Medio de la Forma-ción Amagá (GONZÁLEZ, 1976). El áreacarbonífera se extiende por una franja de 65km, desde Fredonia, al sur, hasta Sopetrán, alnorte. Un ramal paralelo se desprende a laaltura de Venecia, hasta los alrededores deTitiribí (PULIDO et al., 1980).

El número de mantos explotables varía de unalocalidad a otra; 5 mantos en la región deAmagá, de 6 a 10 en Venecia-Titiribí. Local-mente están afectados por silos andesíticos,obteniéndose carbones antracíticos.

Mármoles localizados entre Santa Bárbara -Abejorral y Montebello, son utilizados para lafabricación de cemento portland. Explotacio-nes menores de cuerpos calcáreosmetamórficos y algunos relacionados consedimentitas del Complejo Quebradagrande,se explotan localmente para la obtención decal agrícola. Yeso se obtiene de una pequeñaexplotación localizada al sureste de Anzá, enla Quebrada Niverengo, relacionada con ro-cas basálticas de la Formación Barroso.

Recursos Minerales Metálicos. De estos recur-sos sólo tienen importancia, en la actualidad,las ocurrencias de manganeso y las explota-ciones filonianas y aluviales de oro (Tabla 38).

Se encuentran manifestaciones lenticulares deminerales de manganeso en la región de San-ta Bárbara, en el miembro volcánico del Com-plejo Quegradagrande asociadas a jaspe arci-lloso de color rojo (DURANGO, 1978). Estasmanifestaciones han sido explotadasesporádicamente, de forma artesanal.

Aunque el oro y la plata alcanzaron una granimportancia en este distrito, durante diferen-tes épocas y en distintas localidades, hoy noexiste actividad minera de importancia y sólola reactivación de la mina El Zancudo, enTitiribí, muestra la posibilidad de dar a estaminería el significado e importancia que tuvoen el desarrollo y tradición de la región.

Las características geológicas y tectónicas per-miten definir tres áreas de interés: de Támesis-Valparaíso-Caramanta, de Buriticá y de Támesis.La minería aluvial se ha desarrollado poco y ge-neralmente no ha pasado del nivel de barequeoen los aluviones del Río Cauca. Algunos traba-jos del área de Buriticá tuvieron característicasde trabajos de aluvión, derrumbando la zonameteorizada y lavando el material, en canalo-nes naturales sobre el terreno.

Las mineralizaciones en el área Támesis-Valparaíso-Caramanta, están asociadas a cuer-pos intrusivos hipoabisales, de composición in-termedia del Neógeno y caracterizadas por laabundancia relativa de galena y marmatita, conpirita y calcopirita ocasional. Estos cuerposintruyen sedimentitas de la Formación Amagáy por sus características son correlacionables conlos de Marmato y Echandía, con los cuales seencuentran relacionados depósitos de importan-cia económica.


INGEOMINAS 197

Algunas de las explotaciones mineras más an-tiguas del departamento se encuentran en laregión de Buriticá (RESTREPO, 1937). Lamineralización filoniana está relacionada conla Andesita de Buriticá, que a su vez intruyerocas dioríticas del Stock de Buriticá, con unaamplia zona de brechificación y alteraciónhidrotermal. Hoy en día las explotaciones seencuentran abandonadas y sólo ocasional-mente se ha tratado de reactivar algunas deéstas a pequeña escala, pero sin que haya con-tinuidad en los trabajos (SALINAS, 1995).

La región de Titiribí fue asiento de una de lasprincipales explotaciones auríferas del país, enespecial en la zona conocida como El Zancu-do y Otra Mina.

Las mineralizaciones están relacionadas con elstock andesítico de Sierra Vetas. Grosse (1926)las clasificó según su ocurrencia en:impregnaciones en la roca andesítica, yacimien-tos de contacto y filones. La mineralización estáconstituida por pirita, blenda, arsenopirita, ga-lena, jamesonita, calcopirita, antimonita ybornita, con oro libre en la parte alta del yaci-miento y como ganga, en pequeñas cantidades,cuarzo y carbonatos.

La roca caja presenta una intensa alteraciónsericítica y propilítica. La abundancia relati-va de minerales de arsénico y antimonio difi-cultaban la recuperación del oro y plata y porlo tanto las colas de los procesos de beneficiocontienen aún valores relativamente altos deestos metales.

5.2. ZONA CENTRAL

Esta área corresponde a la región del centrodel departamento, constituida geológicamentepor los batolitos Antioqueño y de Sonsón yuna franja al occidente entre el primero de

estos cuerpos y el Río Cauca (Figura 24). Loscuerpos batolíticos son de composicióntonalítica e intruyen rocas metamórficas deposible edad precámbrica y del Paleozoico,mientras que la franja occidental se caracteri-za por estar localizada tectónicamente en elSistema de Fallas Romeral entre las cordille-ras Central y Occidental; hacia el suroeste lasrocas más antiguas están cubiertas por la se-cuencia volcano-sedimentaria de la FormaciónCombia la que a su vez es intruida por pórfidosandesíticos y dacíticos del Neógeno.

Teniendo en cuenta la litología y característi-cas de las mineralizaciones conocidas en estazona, se pueden definir tres distritos mineros:Batolito Antioqueño, Batolito de Sonsón yCauca (RODRÍGUEZ y PERNET, 1983).

5.2.1. Batolito Antioqueño

Este distrito comprende geológica ygeográficamente la unidad litológica conocidacomo Batolito Antioqueño (FEININGER yBOTERO, 1982) y su zona de contacto (Figura24.) Se caracteriza por sus explotaciones aurí-feras, esencialmente de filón, aunque se ha de-sarrollado localmente una minería aluvial. Ade-más, se ha efectuado alguna exploración parabauxitas en los Llanos de Cuivá y para cobre enLa Ceja, pero sus características indican que sonde poca importancia económica (Tabla 39).

Las áreas más importantes en este distrito son:

Área Santa Rosa de Osos - Localizada alrede-dor del municipio de este nombre en la cuen-ca del Río Guadalupe, donde se desarrolló unaintensa actividad minera, pero que en la ac-tualidad se reduce a un barequeo en los alu-viones de los ríos Grande, Chico, Guadalupey sus afluentes; de la minería filoniana sóloquedan vestigios en socavones abandonados.


198 INGEOMINAS

Fuente:

Fecha: I / 96


FIGURA 24

Digitalizó:

ESCALA


MINERALES EN LA ZONA CENTRAL


60km.0 30

4 30’o

5 00’o

5 30’o

6 00’o

6 30’o

7 00’o

7 30’o

8 00’o

8 30’o

77 00o 76 00’o 75 30’o 75 00’o 74 30’o 74 00’o

RIO

ATR

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RI O

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CÓRDOBA

CHOCÓ

SANTANDER

BOLÍVAR

RISARALDA CALDAS

BOYACÁ

MARCARIBE

Caucasia

YarumalAmalfi

La Unión

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Zaragosa

Segovia

Yolombó

Yondó

Sonsón

Valparaiso

PuertoBerrio

PuertoTriunfo

MEDELLÍN

Vigia delFuerte

Chigorodó

Apartadó

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Necoclí

San Juande Urabá

San Pedrode Urabá

Mutatá

Frontino

Urrao

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84


CONVENCIONES

L ímite Zona

Fal laAl ineamiento

Drenaje

Mina

NW

SWSWSE

NENEN

179

168

219

177176198

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7977 78

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255262 263

204 222

192

196


INGEOMINAS 199

ZONA CENTRAL

61 Anzá (yeso)

77 - 78 Támesis - Caramanta (Au)

84 Área Venecia (carbón)

86 Área Titiribí (carbón)

87 Otra Mina (Au)

El Zancudo (Au)

89 Área Amagá (carbón)

93 Santa Helena (cromita)

167 SW Yalí (Au)

168 San Andrés (Au)

176 - 177 El Machete, El Oso, Azuflor (antimonio)

179 Guadalupe (Au)

180 La Unión (Au, Ag)

181 La Bramadora (Au, Ag)

191 Llanos de Cuivá (bauxita)

192 Río Grande (Au)

196 Río Chico (Au)

197 - 198 Vela Vieja - Luis Brand (Au)

204 El Cadillo (pirita, calcopirita, galena)

219 Alasia y Mechudo (Au)

222 La Colombia (Au)

224 - 226 Río Nus (calcopirita, galena)

238 El Coral (Au, Ag)

240 - 241 La Concha, Santa Ana (Au)

252 La Unión (arcillas)

253 La Ceja (cobre)

255 Santa Bárbara (calcáreas)

262 La Elvira (sulfuros)

263 Sonsón (caolines)

278 Las Camelias (Au, Ag, sulfuros)


200 INGEOMINAS

Área Carolina-Guadalupe. Localizada en lajurisdicción de estos municipios, donde se en-cuentran algunas minas activas. En la regiónde Guadalupe la mineralización filoniana ocu-rre en rocas del batolito y de la Formación SanPablo, en los cuales se observa intensasilicificación asociada a la mineralización.

La mineralización es de apariencia brechoidecon espesor promedio de un metro y forma-ción en rosario, constituida por estibina, piri-ta con algo de arsenopirita y cantidades me-nores de oro y plata, en ganga de cuarzo conocasional calcita.

Alrededor de Carolina no existe actualmenteactividad minera; la información disponibleindica que allí se explotaron mineralizacionesen enjambres y venas angostas, excepto en LaBramadora cuya estructura mineralizada sepresenta en bandas, con argentita y sulfuros,de baja temperatura (RODRÍGUEZ YPERNET, 1983).

Área Gómez Plata. Filones encajados en elBatolito Antioqueño al oeste y sur de la cabe-cera municipal, de espesor variable aunquereducido y con un control estructural impor-tante siguiendo fallas de dirección E-W a NW

Cromita

Cu epitermal

Santa Elena

La Ceja - Venascalcopirita -Pirrotina esfaleritapirita y ganga decuarzo

Depósitos podiformes enultramafitas

Filones encajados enanfibolitas zonas de con-tacto con BatolitoAtioqueño

En estudio cuerpocerca a San Pedro

Anomalías Cu

TABLA 39. DEPÓSITOS MINERALES EN LA ZONA CENTRAL DE ANTIOQUIA

Au-Ag epitermal

Placer

Arcillas - Caolines

Arcillas bauxíticas

Feldespato

Numerosas venas ricas ensulfuros, a veces galena,estibina y cinabrio(Guadalupe)

Ríos Nare, Nechí y afluen-tes, Samaná

La Unión-El Carmen

Llanos de Cuivá

Alejandría, Sonsón , LaUnión, La Ceja, Abejorral

Zonas de alteración en losbatolitos Antioqueño y Sonsóny cerca a estos

Roca fuente drenadacuarzodiorita de batolitosmesozoicos

Meteorización «in situ» de ro-cas del Batolito Antioqueño

Descomposición BatolitoAntioqueño. Arcilla laterítica connódulos de gibsita

Facies ácidas y pegmatíticas enbatolitos Antioqueño y Sonsóny en stocks Adamelíticos

Explotaciones para cerámi-ca, papel y cemento.

Escasas reservas

Explotación para la indus-tria del vidrio y cerámica

DISTRITO BATOLITO ANTIOQUEÑOTIPO DEPÓSITO DEPÓSITOS CONOCIDOS AMBIENTE LITOLÓGICO OBSERVACIONES

LAS PALMAS - SANTA ELENA - LA CEJATIPO DEPÓSITO DEPÓSITOS CONOCIDOS AMBIENTE LITOLÓGICO OBSERVACIONES


INGEOMINAS 201

y subverticales. La mineralización se encuen-tra en venas y está constituida por pirita ycalcopirita en ganga de cuarzo y cantidadesmenores de galena y blenda y en los «cogo-llos» con altos contenidos de oro libre. Hoyen día, gran parte de la minería en esta re-gión ha sido abandonada y sólo se encuen-tran algunas explotaciones que aprovechantrabajos mineros antiguos y en especial zonasde oxidación, que facilitan la extracciónartesanal del mineral.

Área San Roque. Región comprendida entrelos ríos Nus y Nare de norte a sur y entreCaracolí y San Roque de este a oeste. Existennumerosas mineralizaciones agrupadas alre-dedor de Cristales, San Roque y en la margenderecha del Río Nus.

Actualmente la minería filoniana es reduciday de pequeña capacidad operativa, aprove-chando zonas de oxidación y la recuperaciónde bloques y cuñas de antiguas explotaciones.Los filones tienen dirección predominantenoreste, con numerosas venas paralelas asubparalelas; la mineralización consiste en pi-rita, escasa calcopirita, galena ocasional, a lacual está relacionada la presencia de bonan-zas en algunos filones. La ganga es fundamen-talmente de cuarzo con oro libre y aunqueexistieron filones potentes en algunas minas,la explotación se basó en la explotación devenas de menos de 20 cm de espesor, deno-minadas agujas.

Área Yalí - Yolombó. Región comprendidaen jurisdicción de los municipios de Yalí yYolombó donde se encuentran algunos traba-jos abandonados y otros de reactivación alsuroeste de Yalí. Minería aluvial se desarro-lla en los ríos San Bartolomé y sus afluentes.

La estructura de los filones es lenticular confrecuentes ensanchamientos y reducciones en

su espesor, con rumbo noreste; lamineralización consiste en pirita predominan-te, con cantidades subordinadas de galena,calcopirita, arsenopirita y con blenda ocasio-nal. La ganga es siempre de cuarzo. Oro li-bre era frecuente, pero en su mayor parte estáasociado a pirita.

Área San Rafael - San Carlos. Actualmentela minería de filón en el área de estos munici-pios está abandonada y sólo aparece una mi-nería aluvial de barequeo que es ocasional ydepende del régimen de lluvias.

Existen dos tipos de filones diferenciados porsu espesor, dirección y composición. El pri-mer grupo está constituido por venas o agu-jas con rumbo norte-sur a noreste, que seangostan o amplían con una estructura enrosario y son ricas en oro y plata con pirita,calcopirita, estibina, galena y arsenopirita. Elsegundo grupo está constituido por filones deespesor mayor a 50 cm, de rumbo N60°W aEW, compuestos por cuarzo y pobres ensulfuros y oro.

Área Cisneros - Barbosa. Aunque la mineríadel oro fue importante factor de desarrollo deesta región, hoy está casi totalmente abando-nada con excepción de pequeñas labores debarequeo, en los aluviones de los ríos y que-bradas del área y de una explotación ocasio-nal en frentes de trabajos antiguos.

Son notorios en muchas de lasmineralizaciones sobre la margen derechadel Río Nus, las estructuras en enjambre, conagujas paralelas poco espaciadas y de es-tructura bandeada, con dirección predomi-nante NE, constituidas por pirita con canti-dades menores de calcopirita en ganga decuarzo. El oro se encuentra en la zona dealteración de los respaldos asociado a lossulfuros o libre. Muchas de las minas de esta


202 INGEOMINAS

área fueron trabajadas a cielo abierto da-das las características de la mineralizacióny la profundidad de meterorización en laroca encajante.

Área San Vicente. La minería de oro y platase desarrolló al N-NW de la cabecera munici-pal; hoy se encuentra abandonada y las mi-nas derrumbadas. La mineralización se pre-senta en filones sin una dirección preferen-cial para la orientación de las venas; la rocaencajante está profundamente meteorizada ycontiene valores altos de oro y plata.

Área Concepción. Esta región tuvo algunaimportancia por su minería de oro y platadurante la Colonia, pero actualmente no hayevidencias de las explotaciones que allí se efec-tuaron; sólo se encuentra abundante cuarzolechoso sin sulfuros, donde estuvieron locali-zadas las principales minas que se mencionanen la región.

La Ceja. Encajadas en anfibolitas, 4 km alsur de La Ceja, se encuentran venas y filonesirregulares y de espesor variable, conmineralización de pirrotina, esfalerita, pirita,calcopirita y trazas de calcosina, en ganga decuarzo y calcita. Esta asociación correspon-de a un depósito hidrotermal de temperaturamedia, mesotermal, posiblemente relaciona-do con el Batolito Antioqueño, del cual se en-cuentran algunos apófisis en el área(GONZÁLEZ, 1976).

Las Palmas - Santa Elena. Asociado al cuer-po dunítico de Medellín, en la región de San-ta Elena, se explotó un cuerpo podiforme decromitas, de escasa magnitud. A pesar deexistir en la zona otras manifestaciones decromita, éstas son de escaso valor económicopor sus dimensiones y los altos precios de losterrenos en los cuales se encuentran.

Minerales no Metálicos. Los minerales no me-tálicos tienen gran importancia en este distri-to, no sólo por el valor de la producción, sinopor el número de obreros empleados en su ex-plotación y beneficio y están representados porarcillas y materiales de construcción, en espe-cial en las cercanías de los centros urbanosdel distrito.

Las arcillas comerciales de mayor importan-cia están localizadas en los alrededores de LaUnión y Carmen de Viboral. Corresponden acaolines y arcillas caoliníticas de amplios usosindustriales: cerámica, papel, caucho, pintu-ras y cemento blanco, entre otros.

Las arcillas residuales de la meteorización delStock de Altavista, en el flanco occidental delValle de Aburrá, son básicas para la indus-tria alfarera, en esta región.

Al norte de Medellín, en los Llanos de Cuivá,la meteorización y descomposición de la rocatonalítica del Batolito Antioqueño produceuna arcilla laterítica, dentro de la cual se en-cuentran venillas con nódulos de gibsita, unode los componentes de la bauxita, que podríaser utilizada como materia prima para la ob-tención de sulfato de alúmina.

5.2.2. Distrito de Sonsón

Este distrito está constituido por los munici-pios de Sonsón, Abejorral, Nariño y Argelia,localizados en la parte sur del departamento(Figura 24); los principales recursos minera-les están representados por oro, plata,calcáreos y arcillas.

Las mineralizaciones filonianas se encuentranasociadas al Batolito de Sonsón y a sus zonasde contacto. Por lo general, tiene un alto con-tenido de sulfuros y un espesor variable entre


INGEOMINAS 203

unos pocos centímetros y 2 m. Los aluvionesauríferos están asociados a los ríos Samaná,Arma y sus afluentes.

Los recursos no metálicos tienen más impor-tancia en el área y están representados porcaolines relacionados con la meteorización defacies aplíticas del Batolito de Sonsón (Tabla39) y depósitos transportados de la FormaciónAbejorral, utilizados para la industria cerá-mica.

5.3. ZONA ORIENTAL

La zona oriental está limitada por los contac-tos norte y oriental del Batolito Antioqueño ylos extremos norte y oriental del departamen-to (Figura 25). Predominan rocas metamórfi-cas del Proterozoico al Paleozoico, intruidaspor granitoides mesozoicos y cubiertos porrocas sedimentarias del Neógeno.

En esta zona se encuentran los principales dis-tritos auríferos del país y algunas explotacionespara calcáreos, talco y asbestos. Según la locali-zación geográfica y depósitos minerales conoci-dos, se han considerado como distritos mineros:Bajo Cauca - Nechí, Segovia - Zaragoza - Re-medios, Amalfi - Anorí, Yarumal y Puerto Berrío- Maceo - Puerto Triunfo (RODRÍGUEZ YPERNET, 1983).

5.3.1. Distrito Bajo Cauca - Nechí

Este distrito está localizado sobre depósitosneógenos y cuaternarios de los ríos Cauca yNechí, al norte del departamento y sobreintrusivos jurásicos, que se extienden para-lelos al Río Nechí a partir de Zaragoza ha-cia el norte. Se caracteriza por ser el mayorproductor de oro y plata en el departamen-to, proveniente de la explotación de los alu-

viones de los ríos Cauca, Nechí y sus afluen-tes y en menor proporción de filones en losalrededores de Zaragoza; además, se cono-cen manifestaciones de carbón en el área dePato, cuya magnitud no ha sido evaluada(CASTRO Y CALDERÓN, 1971). Los alu-viones del Río Nechí, a partir de Dos Bocas,están constituidos geomorfológicamente porsiete unidades de gravas (SHLEMON, 1970)y cuatro unidades de rocas de las cuales lamás antigua está constituida por esquistosgrafitosos del Paleozoico; es considerado poreste autor como la principal fuente de oro,en la región.

Depósitos de terraza se observan sobre am-bas márgenes del Río Nechí, especialmenteentre Angostura y Cuturrú y están cubiertos,hacia el norte, por depósitos más jóvenes;SHLEMON, (1970) identificó tres niveles degravas de canal encima de las terrazas; elbasal es el más rico en oro y su gradiente esmayor que la actual del Río Nechí y, por lotanto, aguas abajo está profundamente ente-rrado, localmente los otros dos niveles lo su-prayacen, dando lugar a columnas de mayorespesor de gravas y, por consiguiente, mayo-res valores de oro.

La Compañía Mineros de Antioquia explota es-tos aluviones mediante el uso de dragas, consti-tuyendo el único proyecto de gran minería exis-tente en el departamento; adicionalmente exis-ten numerosas explotaciones de mediana y pe-queña minería que utilizan diferentes métodosde explotación y, en general, por no tener uncontrol adecuado, producen un impacto am-biental negativo sobre la región.

Aunque los aluviones explotados son esencial-mente auríferos, pequeñas cantidades de pla-tino, posiblemente relacionados genéticamentecon los cuerpos ultramáficos de la CordilleraCentral, se obtienen en toda el área.


204 INGEOMINAS

Fuente:

Fecha: I / 96


FIGURA 25

Digitalizó:

ESCALA


MINERALES EN LA ZONA ORIENTAL


4 30’o

5 00’o

5 30’o

6 00’o

6 30’o

7 00’o

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8 00’o

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77 00o76 00’o 75 30’o 75 00’o 74 30’o 74 00’o

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BOYACÁ

MARCARIBE

Caucasia

YarumalAmalfi

Nech í

Zaragosa

Yolombó

Yondó

Sonsón

Valparaiso

PuertoBerrio

PuertoTriunfo

MEDELLÍN

Vigia delFuerte

Chigorodó

Apartadó

Carepa

Necoclí

San Juande Urabá

San Pedrode Urabá

Mutatá

Frontino

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NW

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212

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CONVENCIONES

L ímite Zona

Falla

Alineamiento

Drenaje

Mina

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167

185

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159

188181

182


INGEOMINAS 205

ZONA ORIENTAL

110 Berlín (Au)

120 - 135 Aluviones Ríos Cauca y Nechí (Au)

136 El Limón (Au, Ag)

146 El Violín (Au)

147 Aluviones Anorí (Au)

154 Miniatura (Au)

155 La Amada y Los Chorros (Au, Ag)

156 Río Pocuné (Mármol)

157 El Silencio Cristales, San Nicolás (Au, sulfuros)

159 La Italia (Au)

161 La María (Au)

163 Montezuma (Au)

164 - 165 - 166 Los Cogollos (Au, Ag)

181 La Bramadora (Au)

182 La Viborita Amalfi (Au)

185 Morro Pelón (lateritas)

186 La Solita (asbestos)

187 - 188 Yarumal (talco)

207 Río Alicante

212 Puerto Berrío (Au)

268 Río Samaná (mármol)

274 Narices (mármol)

275 - 276 Puerto Nare (mármol)

277 Río Nare (mármol)


206 INGEOMINAS

5.3.2. Distrito Zaragoza - Segovia - Remedios

Este distrito está localizado entre Santa Isabel(Remedios) y Segovia, esencialmente sobre elBatolito de Segovia y entre Zaragoza y la Cru-zada (Segovia). La mineralización que lo ca-racteriza está constituida por filones auríferoscon sulfuros de plomo, zinc, hierro y cobre enganga de cuarzo, encajados en rocas dioríticasdel Batolito de Segovia, al este de la Falla Otú yen metamorfitas al oeste de ésta. Además, exis-te minería aluvial, a pequeña escala, en los ríos

y quebradas del área y la explotación de már -moles para la obtención de cal apagada, parauso agrícola e industrial (Tabla 40).

Área Segovia - Remedios. Entre las poblacionesde Segovia y Remedios y sobre el Batolito deSegovia del Jurásico, se encuentra la principalzona filoniana conocida del departamento. Lamineralización está constituida por cuarzo-pi-rita, con cantidades menores de blenda, galenay calcopirita con una asociación pirita-galena,que caracteriza las bonanzas.

BAJO CAUCA – NECHÍ

TIPO DE DEPÓSITO DEPÓSITOS CONOCIDOS AMBIENTE LITOLÓGICO OBSERVACIONES

TABLA 40. DEPÓSITOS MINERALES EN LA ZONA ORIENTAL DE ANTIOQUIA.

Au Placer

Carbón

Bajo Cauca, ríos Bagre,Nechí, Porce

Pato, Tarazá - Río Man

Depósitos fluviales delNeógeno al Reciente

Cuencas sedimentarias delNeógeno

Estudios preliminares

ZARAGOZA REMEDIOS SEGOVIA


Au- Ag con cuarzo yadularia epitermales

Au Placer

Calcáreos

El Silencio - CristalesLimón (ORO NORTE)

Río Pocuné

Cerro Cabeza

Roca huesped diorítica delBatolito de Segovia delJurásico

Depósitos fluviales delCuaternario

Mármoles en el ComplejoCajamarca

Información gravimétricaindica corteza continen-tal a transicional

Anomalías de Pb-Zn-Ag

Dolomíticos

Au Placer

Au - AgEpitermal

Pb-Zn-CuSedimentario - Exhalativo

Calizas

Arcillas

La Viborita –Chamuscados

La Bramadora, El Violin -Solferino

Pequeñas ocurrencias decalcopirita y pirrotina

Amalfi

Amalfi

Depósitos fluviales delNeógeno

Filones en metamorfitaspelíticas del Cajamarca

Esquistos grafíticos, rocasmetavolcánicas

Mármoles

Sedimentitas cretácicas

AMALFI - ANORÍ



INGEOMINAS 207

Los filones tienen un control estructural y si-guen un patrón de fracturas constituido portres conjuntos principales (RODRIGUEZ YPERNET, 1983):

- Un sistema de fracturas conjugadas N40°E, 30° E y N60° -75° W, 90° relleno con di-ques de diorita-andesita; fueron los prime-ros fenómenos de fracturamiento.

- Un sistema N 50°- 90° W, 25° -30° N nopresenta diques

- Fracturas verticales, N 35°W

La principal mineralización en el área se ex-plota en la mina El Silencio, que es la más de-sarrollada y de mayor producción en la his-toria minera del país; está constituida porcuarzo y pirita, con cantidades menores deesfalerita y galena a veces acompañada decalcita que llega a ser tan abundante como elcuarzo; ocasionalmente aparecen schelita ypirrotina. El oro y plata se encuentran libresy diseminados en sulfuros, formando criade-ros, cuya ocurrencia tiene un control estruc-tural con dirección N 40°-45°E. La alteraciónen los respaldos es escasa y las zonas desalbanda parecen ser tectónicas, post-deposicionales; además de la explotación an-terior, en el área existe un gran número demedianas y pequeñas explotaciones filonianasy de «cogollos» de filones, que emplean lava-do hidráulico, similar al utilizado en la mine-ría aluvial.

Área Zaragoza - Segovia. Comprende unafranja localizada entre la cabecera de Zara-goza y La Cruzada y se caracteriza por unaminería filoniana importante, relacionada enparte con la Falla Otú, y algunas explotacio-nes aluviales y explotación de calcáreos. Enesta área se encuentra el único trabajo de me-diana minería aurífera desarrollado en los úl-

timos años en el departamento (Mina El Li-món) (Tabla 40).

Los filones están constituidos por cuarzo y pi-rita con cantidades menores de galena, blenday calcopirita, y ocasionalmente arsenopirita;tienen una dirección N-S y se encuentran des-de Zaragoza hasta el sitio Machuca, al sur.

La minería aluvial explota en pequeña escalalas vegas del Río Pocuné y algunos de susafluentes, en especial durante los períodos deverano.

5.3.3. Distrito Amalfi -Anorí

Este distrito está localizado en jurisdicción delos municipios de Amalfi y Anorí y en espe-cial hacia el Río Porce, donde se reportan filo-nes auríferos, encajados en metamorfitaspaleozoicas del Complejo Cajamarca (GrupoValdivia), y algunos aluviones con valores al-tos en oro que por posición geomorfológicafueron considerados por Hall et al., (1970) delTerciario. Además, existen algunos cuerposde mármol y calizas y los niveles de arcillas deAmalfi, explotados por las industrias del vi-drio y cerámica respectivamente (Tabla 39).

La actividad minera aurífera que caracterizael distrito se encuentra actualmente inactiva;la mayoría de las minas han sido abandona-das y actualmente la única que ha tenido unacierta actividad es La Bramadora, sobre lamargen occidental del Río Porce. En esta minala mineralización se presenta como un siste-ma de filones subparalelos de dirección NW,que se ramifican constituyendo mineralizacio-nes en enjambre. Estos filones se caracteri-zan por la gran variedad de sulfuros, y es po-sible diferenciar tres episodios mineralizantes(OQUENDO, 1979) (Tabla 41).


208 INGEOMINAS

mientos de mármol del Río Alicante y CañoRegla, hasta el Río Magdalena y de esta líneahacia el sur; los límites concuerdan con los quedemarcan la zona oriental. El principal recur-so son los mármoles y calizas, aunque existealgo de minería aurífera, tanto filoniana comoaluvial (Tabla 42).

Los mármoles se extienden hacia el sur, hastael departamento de Caldas (GONZÁLEZ,1993a), en cuerpos desde algunos miles de to-neladas, hasta regiones enteras cuyas reser-vas se estiman en miles de millones de tonela-das (HALL et al., 1970). Las mayores cante-ras se hallan en Puerto Nare y Río Claro don-de el material se usa para la fabricación decemento, pero además existen, en especial enla región de Río Claro - Doradal, numerosasexplotaciones de menor magnitud para la in-dustria del vidrio, obtención de cal apagada,para uso industrial y agrícola. La apertura dela carretera Medellín-Bogotá amplió conside-rablemente la importancia económica de esterecurso en el área.

La minería aurífera aluvial se ha desarrolla-do alrededor de los aluviones de La Víbora(Amalfi) y en la región de Anorí; estos aluvio-nes se encuentran por encima del nivel actualde depositación, lo cual, conjuntamente consu dureza, indicaría una depositación ante-rior al solevantamiento regional (HALL et al.,1970).

Los cuerpos de mármol son relativamenteabundantes y se explotan en cercanías deAmalfi como materia prima, para industriadel vidrio y localmente para uso ornamentaly para la obtención de cal apagada.

Las arcillas de Amalfi, por su calidad y bajocontenido de hierro, son utilizadas para laindustria cerámica.

5.3.4. Distrito Puerto Berrío - Maceo - PuertoTriunfo

Este distrito está limitado al norte por una lí-nea que parte de Maceo, bordea los aflora-

MINERALES EPISODIO 1 EPISODIO 2 EPISODIO 3

PIRITA

ARSENOPIRITA

ESFALERITA

GALENA

PIRROTINA

CALCOPIRITA

ESTIBINA

ORO

PLATA

FUENTE: Oquendo (1979).

TABLA 41. EPISODIOS MINERALIZANTES Y PARAGÉNESIS MINA LA BRAMADORA


INGEOMINAS 209

La localización geográfica y condiciones deinfraestructura, considera cinco áreas de már-moles en esta región: Puente Linda - RíoSamaná, Narices, Puerto Nare, Río Claro y RíoAlicante - Caño Regla, cada una con diferen-tes posibilidades de desarrollo y explotación,basadas fundamentalmente en la infraestruc-tura vial disponible, ya que las característicasy composición de los cuerpos son similares.

La minería aurífera es en gran parte aluvial alo largo de los ríos Nare, Nus y sus afluentes yaunque tuvo una importancia relativa en laregión de la Sierra, sobre el Río Nare, hoy noes significativa en la economía de la región yse limita a la explotación por barequeo. Alre-

dedor de Puerto Berrío se encuentran filonesauríferos encajados en rocas dioríticas delBatolito de Segovia, constituidos por cuarzolechoso, pobre en sulfuros y con oro libre yaunque varios de estos filones fueron explo-tados anteriormente, hoy la minería de filónen el área es ocasional y no tiene representa-ción significativa en la producción minera deldepartamento.

Hall et al., (1970) en la región de Maceo re-portan la ocurrencia de wollastonita, pero esun recurso poco conocido y con posterioridada este reporte no se han efectuado estudios enel área.

TABLA 42. DEPÓSITOS MINERALES ZONA ORIENTAL DE ANTIOQUIA, DISTRIBUIDOS ENPUERTO BERRÍO, MACEO, PUERTO TRIUNFO Y YARUMAL.

Anomalías gravimétricas

Ultramafitas esteatizadas en explo-tación

Mármoles - Calizas

Mármoles dolomíticos

Au Placer

Au-Ag Epitermal

Wollastonita

Nare - Río Claro - Alicante

Río Claro

La Sierra - Río Nare - SanMiguel Puerto Berrío

Puerto Berrío

Manifestación de Maceo

Metamorfitas de la Cordillera Central

Depósitos fluviales del Cuaternario

Filones en Batolito de SegoviaNeises feldespáticos del Precámbrico

Zonas de contacto con el BatolitoAntiqueño de rocas calcáreas

Reservas en miles de millonesde tonedas

Continuación Serranía de SanLucas

ZONA ORIENTAL


YARUMAL

TIPO DE DEPÓSITO DEPÓSITOS CONOCIDOS AMBIENTE LITOLÓGICO OBSERVACIONES Asbesto

Talco

Laterita niquelífera

Piedra ornamental

Las Brisas - Campamento

Yarumal-Cedeño

Morro Pelón

Valdivia

Ultramafitas serpentinizadas

Ultramafitas esteatizadas

Peridotita -Serpentinita

Esquistos verdes del ComplejoCajamarca (Grupo Valdivia)


210 INGEOMINAS

das en una masa de serpentinita fuertementecizallada. La producción de fibra corta estádestinada a la industria de asbesto-cemento,mientras que la de fibra larga, de mayor valorcomercial, se exporta. Sin embargo, proble-mas de orden público en la región, en los últi-mos años han dificultado la continuidad enla explotación y la implementación del pro-grama de expansión de la producción. Pros-pectos de menor importancia se hallan en LasNieves, Búfalo y La Polca, en jurisdicción deCampamento. Depósitos de talco se encuen-tran a 5 km de Yarumal y hacia la región deCedeño, los cuerpos de roca talcosa se pre-sentan como lentes en neises cuarzo-feldespáticos augen y se originaron por pro-cesos de esteatización, de serpentinitas inyec-tadas tectónicamente en el neis (HALL yESTRADA, 1970), (Tabla 42).

Otro recurso potencial, en este distrito lo cons-tituyen las serpentinitas, filitas y esquistos ver-des utilizados como piedra ornamental con elnombre de «Piedra de Valdivia» y que son ex-plotadas a lo largo de la carretera entreValdivia y Puerto Valdivia.

5.3.5. Distrito de Yarumal

Este distrito está comprendido entre los mu-nicipios de Yarumal e Ituango, sobre rocas me-tamórficas paleozoicas del ComplejoCajamarca, Grupo Valdivia. Los recursos mi-nerales más importantes son asbestos y talco,asociados a ultramafitas serpentinizadas queaparecen en forma lenticular dentro de lasmetamorfitas (HALL et al., 1972) y aunqueno existen mineralizaciones filonianas de im-portancia actualmente en explotación, es ne-cesario mencionar el área de la mina Berlín yalgunas minas cercanas en el Municipio deBriceño, que tuvieron una gran importanciaeconómica para la región hasta 1940, y en lascuales por sus características geológicas es ne-cesario efectuar estudios detallados, para versi se justifica su reactivación (SALINAS, 1995).

Los asbestos se encuentran relacionados conultramafitas serpentinizadas; el principalcuerpo está localizado en Las Brisas, 10 km alnorte de Campamento. El depósito es de tipomasivo formado por venitas de crisotilo de fi-bra cruzada de 1 a 20 mm de ancho, encaja-


INGEOMINAS 211

6. EVOLUCIÓN GEOLÓGICAEl trabajo de Etayo et al., (1983) considera elárea del departamento, como constituida porun amplio mosaico de terrenos (Figura 26) mien-tras que para Restrepo y Toussaint (1988) yToussaint (1993), la configuración tectónica fun-damental es mucho más sencilla (Figura 27). Elprimer trabajo enfoca el análisis y configuraciónde los terrenos desde el punto de vistalitoestratigráfico, mientras que el otro comparalos rasgos litoestratigráficos y la sucesión deeventos tectónicos de cada uno de los terrenos,para definir los períodos de acreción.

La Cordillera Central geográficamente estáconstituida en el sentido de Toussaint yRestrepo (1988) por el Terreno Tahamí y par-te de los terrenos Chibcha y Calima, mientrasque la Occidental lo está por el Calima y partedel Cuna.

El Terreno Chibcha, comprende el extremooriental del flanco este de la Cordillera Cen-tral; presenta un basamento continentalproterozoico cuyo último eventotectometamórfico es Caledoniano. (WARD etal., 1973; RESTREPO y TOUSSAINT, 1988).Rocas sedimentarias marinas del Paleozoicoinferior cubrieron en discordancia las rocas me-tamórficas. Un cinturón magmático afectó suborde occidental durante el Jurásico.

El Terreno Tahamí comprende la parte septen-trional de la Cordillera Central y está constitui-do por corteza continental de unos 45 km deespesor que ha sufrido varios eventosmetamórficos y tectónicos desde el Proterozoico(?) y el Cretácico tardío; presenta localmente,una cobertura sedimentaria marina del Jurásico-Cretácico Inferior y fue intruido por batolitosgraníticos durante el Jurásico-Cretácico tardío.

Los estudios geológicos regionales efectuadosdurante los últimos años han permitido tenerun conocimiento más amplio de la geologíadel Departamento de Antioquia aunque,como en toda ciencia, hay discrepancias en-tre los autores en cuanto al origen y edad delos eventos tectonoestratigráficos, que a tra-vés del tiempo han modelado la configuracióngeológica y geomorfológica actual de la parteseptentrional de la Cordillera Andina, en te-rritorio colombiano.

La evolución geológica del área del depar-tamento es necesario enmarcarla dentro dela Cadena Andina y en especial de su sec-tor septentrional, constituido por segmen-tos que tienen historias estratigráficas ytectónicas diferentes desde el Proterozoicohasta alcanzar la configuración actual, ca-racterizada por tres ramales (cordilleras) se-paradas entre sí por valles intermontanos(valandinos), de los cuales los dos más occi-dentales, denominados cordilleras Centraly Occidental, constituyen geológica ygeográficamente el departamento.

La noción de segmentos o terrenos ha sido uti-lizada en los últimos años para explicar la evo-lución del NW de Colombia, como parte de laPlaca Suramericana que estaría compuesta,en esta parte, por un mosaico de terrenosalóctonos, acrecionados al Bloque Autóctono,Cratón Amazónico, durante diversos perío-dos geológicos. Sin embargo, los ensayos sin-téticos regionales (ETAYO et al., 1983;TOUSSAINT y RESTREPO,1987; RESTREPOy TOUSSAINT, 1988; TOUSSAINT, 1993), di-fieren tanto en los períodos de acreción, comoen los límites tectónicos y características es-tratigráficas de cada terreno.


212 INGEOMINAS

Autor:

Fecha: 1983

Luz Rosario Audiverth H.ETAYO ET AL.

FIGURA 26

Digitalizó:

I N G E O M I N A S

ESQUEMA DE TERRENOS GEOLÓGICOS


T. Tumaco

T. Cañasgordas

T. Sinú

T. Bur i t icá

T. Cauca - Romeral

T. Purqu í

T. Cajamarca

T. Campamento

T. Cord. Oriental

T. Payandé

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CÓRDOBA

CHOCÓ

SANTANDER

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RISARALDA CALDAS

BOYACÁ

MARCARIBE

Caucasia

YarumalAmalfi

Yolombó

Yondó

Sonsón

Valparaiso

PuertoBerrio

PuertoTriunfo

MEDELLÍN

Vigia delFuerte

Chigorodó

Apartadó

Carepa

Necoclí

San Juande Urabá

San Pedrode Urabá

Mutatá

Frontino

Urrao

NWNW

SWSWSESE

NENE

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INGEOMINAS 213

TERRENO CUNA

TERRENO CALIMA

TERRENO TAHAMI

TERRENO CHIBCHA

Fecha: I-96 Fig. 27

Fuente:Resttrepo y Toussaint, 1988 Digitalizó: Margarita Rodríguez G.

CÓRDOBA

CHOCÓ

SANTANDER

BOLÍVAR

RISARALDA CALDAS

BOYACÁ

MARCARIBE

Caucasia

Yarumal Amalfi

Yolombó

Yondó

Sonsón

Pto_Berrio

Pto_Triunfo

MEDELLÍN

Chigorodó

Apartadó

Necocl í

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Mutatá

Frontino

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Vigia_del_P.


214 INGEOMINAS

El Terreno Calima comprende parte del flan-co occidental de la Cordillera Central y granparte de la Occidental (Figura 27) y está cons-tituido por basamento oceánico de unos 35km de espesor con unidades cretácicas de cor-teza oceánica y de arcos de isla.

El Terreno Cuna, comprende la parte más oc-cidental del flanco occidental de la CordilleraOccidental y está constituido por unidades delCretácico Superior-Paleógeno, de cortezaoceánica y arcos de isla.

El Terreno Chibcha, desde el punto de vistalitoestratigráfico a nivel de Antioquia, está cons-tituido por un basamento metamórfico locali-zado al este de la Falla Otú, falla que marca ellimite con el Terreno Tahamí, del Proterozoico,sobre el cual reposan en discordancia conjun-tos metamórficos de bajo a muy bajo grado demetamorfismo en la región de La Cristalina yentre Aquitania y San Francisco. Estas unida-des metamórficas a veces con fósiles delOrdovícico fueron metamorfoseadas antes delDevónico, pues éste reposa en discordancia so-bre ellas (TOUSSAINT y RESTREPO, 1988).Desde el punto de vista de su evoluciónestrutural, este terreno se caracteriza por el de-sarrollo de una importante tectogénesisCaledoniana durante la cual sufrió el último me-tamorfismo, ya que el Devónico es sedimentario.La tectogénesis Herciniana fue débil, sin meta-morfismo, y está marcada por pequeñas discor-dancias angulares del Jurásico sobre elPaleozoico, al occidente de Puerto Berrío.

El Jurásico se caracteriza por un vulcanismoácido, que reposa sobre el Paleozoico inferiory por un intenso plutonismo de composicióntonalítica- granodiorítica, que forma un cin-turón alargado N-S, con el Batolito de Segoviay plutones relacionados, en los cuales se en-cuentran importantes depósitos minerales deoro y plata.

Durante el Mesozoico temprano este terrenofue afectado por movimientos distensionales,probablemente relacionados con la aperturadel paleocaribe (TOUSSAINT y RESTREPO,1988) y con la formación de una cuenca dearco, en el Valle del Magdalena.

La transgresión del Cretácico temprano afec-tó el borde oriental del Terreno Chibcha; esposible que parte del Terreno Tahamí estu-viera afectado por esta transgresión ya quelos sedimentos de Segovia, San Luis,Abejorral, Amalfi y San Pablo, son similaresa los del Terreno Chibcha, aunque es de ano-tar que los depósitos marinos del CretácicoSuperior, alcanzan un espesor considerableen el Chibcha y con excepción de La Soledad,asignados tentativamente a esta época noaparecen en la Cordillera Central.

Las sedimentitas continentales del Cenozoicoen el Valle del Magdalena: Formación Mesa,representan supraterrenos. Tanto el terrenofundamental, como los supraterrenos fueronafectados durante el Cenozoico por variasfases tectónicas, en especial durante elMioceno, que produjeron plegamientos yfallamientos del basamento hasta alcanzar laconfiguración geomorfológica actual.

Las rocas más antiguas en el Terreno Tahamícorresponden a las secuencias de alto grado,localmente en facies granulita, del ComplejoPuquí al norte del departamento, y del Gru-po El Retiro, consideradas como delProterozoico, aunque la ausencia de confir-mación geocronológica no permite definir conexactitud la presencia de un basamento con-tinental de esa edad, en este terreno. Si seconfirma la edad precámbrica para estas uni-dades, los procesos geológicos que se desarro-llaron allí, durante el Paleozoico, fueronsupracratónicos.


INGEOMINAS 215

Las rocas metamórficas del ComplejoCajamarca registran un primer evento meta-mórfico del Paleozoico temprano, pero elevento geocronológico más importante se pro-dujo durante el Devónico-Carbonífero, comolo indican las isocronas Rb/Sr en los neisessintectónicos localizados entre el Río Samanáy Doradal, en el flanco este de la CordilleraCentral y en algunas unidades en los alrede-dores de Medellín. En esta unidad, en térmi-nos generales, el metamorfismo disminuye enintensidad de este a oeste en condiciones demedio a bajo grado, en las series de facies debaja presión.

Un evento metamórfico del Paleozoico tardío- Mesozoico temprano, se detecta en nume-rosas dataciones radiométricas K/Ar, princi-palmente en ortoneises y en algunos cuerposde esquistos cerca a Medellín (RESTREPO etal., 1991; MAYA, 1992). Este evento meta-mórfico regional superpone sus efectos a losdesarrollados en la Orogenia Acadiana, lo cualhace difícil separar las unidades generadasdurante un evento dado de las del evento an-terior y por lo tanto es factible asignar unadiferente al metamorfismo en la CordilleraCentral, en especial cuando se tiene en cuen-ta el metamorfismo diverso, que presentanlas distintas unidades.

En las rocas de más alto grado de metamor-fismo es probable que las edades más jóvenesindiquen el enfriamiento durante el levanta-miento y erosión, mientras que en las de bajogrado, podrían corresponder a la edad delmetamorfismo y se tendrían así dos o máseventos metamórficos.

El magmatismo del Permo-Triásico está repre-sentado por pequeños plutones como los deAmagá, La Honda y El Buey en el flanco estedel terreno, mientras que en el eje sólo se en-cuentra el Batolito de Sonsón del Jurásico.

Este terreno no presenta sedimentos anterio-res al Jurásico, período durante el cual se ini-ció una transgresión sobre la ancestral Cordi-llera Central y se depositaron sedimentosepicontinentales durante el Cretácico tempra-no que representan la cobertura de la cordi-llera, formaciones La Soledad, Abejorral, Se-dimentos de San Luis, similares a los del flan-co occidental del Terreno Chibcha. Sin em-bargo, en la Cordillera Central no existensedimentitas del Cretácico Superior, mientrasque en la Oriental alcanzan un gran espesor;por lo tanto, la sutura entre ambos terrenospudo haber comenzado a finales del Cretácicotemprano y terminando en el Paleógeno. Estoexplicaría la ausencia de magmatismo duran-te el Cretácico tardío en la Cordillera Orien-tal, mientras que en la Central se intruyeronel Batolito Antioqueño y cuerpos relaciona-dos (TOUSSAINT y RESTREPO, 1988).

Durante el Cretácico tardío y Cenozoico seprodujeron eventos tectónicos como losfallamientos de Cauca y Romeral en el bordeoccidental y Palestina en el oriental, que afec-taron la sutura con el Terreno Chibcha, aloriente, y con el Calima, al occidente. La se-dimentación entre las cordilleras Central y Oc-cidental durante el Cenozóico, con las forma-ciones Amagá y Combia, oscurece en granparte la sutura entre estos dos terrenos y estádefinida por cuencas de tracción, producidaspor fallas de rumbo del Sistema de FallasRomeral.

Al occidente de la Cordillera Central y enparte sobre su flanco occidental se encuentranunidades litológicas de ambiente oceánico, cor-teza y arcos de tipo tethysiano (TOUSSAINTy RESTREPO, 1988), adheridas al basamentocontinental durante el Cretácico temprano. ElTerreno Calima está limitado al oriente con elTahamí por una sutura de tipo cabalgamien-to y al occidente por la sutura de Dabeiba


216 INGEOMINAS

(TOUSSAINT y RESTREPO, 1988) en el flan-co oeste de la Cordillera Occidental y todassus unidades litológicas son de edad cretácica.

El Complejo Quebradagrande con vulcanitasy sedimentitas intercaladas, fue depositado enun arco volcánico inmaduro (ALVAREZ,1987) y representa un vulcanismo - sedimen-tación en el lapso Barremiano-Albiano; el lí-mite de esta unidad de ambiente oceánico ylas de ambiente continental corresponderíacon la manifestación más oriental, Falla SanJerónimo, del Sistema de Fallas Romeral, unaantigua sutura de tipo cabalgamiento(TOUSSAINT y RESTREPO, 1988), a lo largode la cual, parcialmente encima del basamen-to de la Cordillera Central, afloran rocasmáficas y ultramáficas como parte de Com-plejos Ofiolíticos, del Cretácico Inferior.

Las rocas metamórficas de media presión delComplejo Arquía están relacionadas con elemplazamiento por obducción (RESTREPO etal., 1989) de los complejos ofiolíticos, rema-nentes de corteza generada en un centro deexpansión oceánica. Durante el emplaza-miento las unidades de la ofiolita fueron frag-mentadas y sufrieron mezcla estructural conel Complejo Quebradagrande.

Las rocas volcáno-sedimentarias del Cretácico,en la parte norte de la Cordillera Occidentalestán agrupadas en el Grupo Cañasgordas,donde las rocas máficas de la Formación Ba-rroso están suprayacidas por sedimentitas detipo flysch y por depósitos pelágicos de la For-mación Penderisco.

Batolitos y plutones datados entre el Eocenoy el Mioceno (Farallones, Buriticá, Plutón deUrrao) se emplazaron en la Cordillera Occi-dental, la cual sufrió varios fallamientos y unabombamiento regional durante el Cenozoico.

Durante el Plioceno se intruyeron cuerposhipoabisales porfiríticos de composición in-termedia, como los de Cerro Bravo, CerroTusa, Farallones de La Pintada, que siguenalineados con las fallas del Sistema Romeralaprovechando zonas de debilidad estructuralen la corteza para su emplazamiento; con al-gunos de estos cuerpos están relacionadasmineralizaciones hidrotermales de sulfuroscon Au-Ag, como las de El Zancudo y OtraMina.

El flanco occidental de la Cordillera Occiden-tal en Antioquia, hace parte del Terreno Cuna(TOUSSAINT y RESTREPO, 1988) y en espe-cial del arco magmático de Mandé y de lacuenca del Atrato-San Juan. En gran parteeste terreno corresponde a un bloque de ma-terial oceánico sobre el cual se construyó, ensu borde este, el arco magmático de Mandé,compuesto por rocas máficas del ComplejoSanta Cecilia-La Equis, que superficialmentese parecen a las del resto de la cordillera. Es-tas rocas están espacialmente asociadas alBatolito de Mandé, de composición diorita-granodiorita e intruido por pórfidos dacíticoscon depósitos de Cu-Mo (Pantanos) o Cu-Au(Murindó) de tipo porfídico. Las datacionesisotópicas, en el batolito, indican edadeseocenas (MAYA, 1992).

La cuenca del San Juan-Atrato, hasta la re-gión de Urabá, es un sinclinoro con más de6.000 m de sedimentos marinos en el rangodel Cretácico Superior -Plioceno (BARLOW,1981).

Duque-Caro (1985), con base en el estudiolitoestratigráfico de la cuenca del Atrato, con-sidera que la sutura del Terreno Cuna a la Cor-dillera Occidental tuvo lugar durante elMioceno medio produciendo importantesacortamientos de la corteza en todo el territo-rio colombiano, siendo responsable de los ras-


INGEOMINAS 217

gos neotectónicos más sobresalientes de LosAndes Colombianos.

La variación en la actividad tectónica yclimática durante el Cuaternario, contribuyóa la formación de los aluviones que rellenanlos valles de algunos ríos y quebradas; la in-

tensa erosión, acelerada por el levantamientoregional a través del Cuaternario y por la ac-tividad del hombre en tiempos recientes, hacontribuido a modelar la configuracióngeomorfológica que hoy se observa en el de-partamento.


INGEOMINAS 219

7. AMENAZAS GEOLÓGICASDurante el decenio presente, declarado por lasNaciones Unidas como de «Reducción de los De-sastres Naturales», se han hecho esfuerzos paraacordar una terminología que sea usada inter-nacionalmente, con el fin de utilizar las pala-bras relativas a desastres con igual significadoen las diferentes actividades relacionadas con eltema. Por esta razón se definen textualmentelos términos básicos utilizados en este capítulo(NACIONES UNIDAS, 1992).

Desastre: Interrupción seria de la funcionesde una sociedad, que causa pérdidas huma-nas, materiales o ambientales extensas que ex-ceden la capacidad de la sociedad afectadapara resurgir, usando sólo sus propios recur-sos. Los desastres se clasifican comúnmentede acuerdo con la velocidad con que ocurren(brusco o lento), o de acuerdo con las causas(naturales o antrópicas).

Amenaza: Evento amenazante, o probabili-dad de que ocurra un fenómeno potencial-mente dañino, dentro de un área y en un pe-ríodo de tiempo dado.

Vulnerabilidad: Grado de pérdida (de 0% a100%), como resultado de un fenómeno po-tencialmente dañino.

Riesgo: Cálculo matemático de pérdidas (devidas, personas heridas, propiedad dañada yactividad económica destruida), durante unperíodo de referencia en una región dada paraun peligro en particular. Riesgo es el produc-to de la amenaza por la vulnerabilidad.

La identificación previa de las áreas que pue-den ser afectadas por los diferentes eventos sebasa en el principio de que los fenómenos natu-

rales se repiten en los mismos sitios, con una pe-riodicidad que es posible conocer; sin embargo,los alcances de este tipo de estudios tienen a ve-ces limitaciones severas del conocimiento mis-mo, de las metodologías para su evaluación ymuy especialmente de su periodicidad y mag-nitud. De manera general, los estudios se pre-sentan como mapas de Amenaza o Riesgo, perode acuerdo con la definición estricta, son muypocos los estudios que pueden hasta el presentesatisfacer esta definición.

El Departamento de Antioquia, por sus ca-racterísticas geológicas, tectónicas, climáticasy sociales, es uno de los más propensos en Co-lombia a los fenómenos naturales que origi-nan catástrofes. Los tipos de eventos más co-munes en orden de ocurrencia son:deslizamientos, inundaciones, avenidastorrenciales, vientos huracanados y sismos.

No es posible pretender a la fecha tener unconocimiento muy aproximado de las ame-nazas geológicas en Antioquia y más especí-ficamente sobre mapas, puesto que la mayo-ría de los fenómenos son locales, por ejemplolos deslizamientos. En ellos, su escala de pu-blicación, en el caso de que se tuvieran, seríadel orden de 1:5.000, a fin de que aparecieranmuchos que, aunque pequeños, han sido im-portantes por sus consecuencias sobre la so-ciedad.

Hasta ahora, se han delimitado los peligrospotenciales en todas las cabeceras municipa-les del departamento y además en algunoscorregimientos importantes, en escalas de1:5.000 en su mayoría; sin embargo, restanpor estudiar todas las áreas rurales mediantela aplicación de una metodología uniforme.


220 INGEOMINAS

Existe un Inventario Histórico de Desastres Na-turales (PARRA,1994), en el cual se recoge in-formación periodística desde 1920 hasta 1990,con base en la cual se pueden enunciar algu-nas conclusiones preliminares. Este trabajo tie-ne limitaciones debido al corto período de tiem-po que incluye, pues existen fenómenos cuyarecurrencia puede ser del orden de cientos omiles de años; y en consecuencia, no se tieneregistro de ellos. Otra limitante se refiere aque algunos fenómenos que no causan vícti-mas o daños importantes, o suceden en zonaspoco habitadas y no se pueden registrar fácil-mente, mientras que en los sitios poblados ocu-rre todo lo contrario.

7.1. DESLIZAMIENTOS

Son los fenómenos más comunes y de más am-plia distribución en el departamento. Su ocu-rrencia está asociada la mayoría de las veces alos períodos invernales, es decir, se concentranen los meses de marzo y abril y en octubre ynoviembre, que son los meses invernales en elnoroccidente de Colombia. Por supuesto quemuchos ocurren fuera de estos meses, cuandolos períodos se corren en el tiempo, que es cuan-do mayor severidad se presenta en las lluvias.

Se han presentado también enjambres de ellospor causas sísmicas, como por ejemplo enMurindó en 1992, debido especialmente a lasuperficialidad del foco sísmico. Un fenóme-no similar es el producido por los eventos delluvia concentrados, como en el caso de SanCarlos en 1990, La Arboleda (Bolívar) en 1991,Tapartó (Andes) en 1993 y el río Pabón (Urrao)en 1994. En todos los casos se produjerondeslizamientos con tamaños entre decenas ycientos de metros cúbicos, rara vez de miles,pero en cantidades cercanas o por encima deun millar. Aparte de las causas naturales, elfactor antrópico en el uso del suelo es también

disparador de los deslizamientos, como lomuestra ampliamente el caso de Medellín, enla ocupación de sus laderas por urbanizacio-nes informales, lo cual ha causado numerosasvíctimas. Este último factor muestra de por síla dificultad de elaborar mapas de amenazapor deslizamientos, en el sentido estricto de lapalabra. En la figura 28, se muestra la distri-bución de los deslizamientos por municipios.Cabe resaltar en este caso, como cabecerasmunicipales con alta recurrencia, a Medellín,Fredonia, Andes, Angelópolis, Dabeiba, San-to Domingo, Sonsón, Yarumal y Frontino.

7.2. INUNDACIONES

Con este nombre se incluyen la mayoría delas veces dos fenómenos diferentes: Las cre-cientes de los ríos caudalosos en zonas pla-nas, con duración de días o semanas y fácil-mente predecibles; y las crecientes repentinasde ríos pequeños de montaña, causadas poraguaceros fuertes, difícilmente predecibles.

Bajo la primera clasificación se encuentran to-das las zonas planas aledañas a los ríos Mag-dalena, Cauca y Atrato, sujetas a ser inunda-das casi todos los períodos invernales, espe-cialmente en el invierno de final de año. Eneste tipo de eventos es difícil que se presentenvíctimas, pero su característica principal es lade que los daños producidos son cuantiosos,sobre todo por los efectos sobre las cosechas yenseres de viviendas. Para su prevención seha diseñado la Red Nacional de AlertasHidrometeorológicas, a cargo del IDEAM, conla cual los habitantes de las zonas ribereñaspueden ser alertados oportunamente.

Los municipios bajo este tipo de amenaza sonNechí, El Bagre, Caucasia, Puerto Berrío,Yondó, Puerto Nare, Puerto Triunfo, Vigía delFuerte y Nuevo Murindó.


INGEOMINAS 221

TURBO

APARTADOCAUCASIA

YARUMAL

FRONTINO

ANTIOQUIA

Sn.CARLOS

PTOBERRIO

RIONEGRO

ANDESTAMESIS SONSON

MEDELLIN

BOLIVAR

CHOCO

RISARALDA

BOYACA

NN

CORDOBA

CALDAS

SANTANDER

MAS DE 10

6 - 10

5 - 6

4 - 5

3 - 4

2 - 3

1 - 2

0 - 1

0

NUMERO DE EVENTOSREGISTRADOS

DESLIZAMIENTOS EN EL DEPARTAMENTO DE ANTIOQUIA

1920 - 1995Elaboró: Ambiental-U.O.MedellínFuente: El Colombiano

Escala: Sin graficar Figura 28Fecha: marzo/96

Digitalizó: Margarita R.

INGEOMINAS


222 INGEOMINAS

Las inundaciones de ríos de montaña son casisiempre súbitas y tienen mayor potencial paraproducir víctimas humanas, a la vez que pro-ducen daños importantes en viviendas e in-fraestructura, por la rapidez del flujo de agua.Algunas veces, cuando obedecen a precipita-ciones intensas y generalizadas en su cuenca,pueden incorporar suficiente material sólido,como para semejar o llegar a ser verdaderasavenidas torrenciales (flujos de lodo); no exis-te un límite absoluto entre avenidastorrenciales e inundaciones rápidas de ríos demontaña.

Este tipo de fenómeno ha sido más frecuenteen los municipios de Medellín, Apartadó, Be-llo, Copacabana, Envigado, Itagüí y Sonsón;su ocurrencia se ha debido más a la ocupa-ción urbana de los cauces mayores de los ríoso quebradas, que a crecientes extremas en lascuencas.

7.3. AVENIDAS TORRENCIALES

Este fenómeno se produce por varias causas di-ferentes: lluvias extremadamente altas, bloqueode cauces por movimientos en masa y sismosque coinciden con saturación del suelo.

Son numerosos los casos de avenidastorrenciales en Antioquia, y muchas de ellasse han confundido con inundaciones rápidasde ríos de montaña, tal como se había expre-sado anteriormente. Ejemplos de avenidasgeneradas por precipitaciones excesivas sonlos ya enunciados de San Carlos, Andes, Bolí-var y Urrao, la mayoría de ellas generadas ensuelos residuales derivados de cuerpos ígneosde composición ácida y caráctergruesogranular.

El exceso de lluvias parece tener un umbraldel orden de los 140 mm en dos o tres horas, a

partir del cual se comienzan a generar nume-rosos deslizamientos de carácter planar y pocoespesor, que colmatan casi simultáneamentelos cauces y generan un flujo viscoso altamentedestructivo.

Un caso típico de bloqueo de cauce lo consti-tuye el derrumbe de El Revenidero en Dabeiba,en 1970, donde el cauce del Río Sucio fue blo-queado por varios días, con la consecuente for-mación de un embalse de grandes proporcio-nes. La ruptura del dique días después generóuna avenida torrencial de magnitud impor-tante, produciendo cuantiosos daños en lapoblación de Dabeiba.

Los municipios con mayor recurrencia de estetipo de evento son: Medellín, Andes,Cañasgordas, Ebéjico, Envigado, Guarne,Itagüí, Bello, Ituango, Salgar, Dabeiba yHeliconia.

7.4. TERREMOTOS

Históricamente, Antioquia no ha sido un de-partamento afectado severamente porsismos, debido en gran parte a la relativadistancia entre las fuentes sísmicas y los cen-tros urbanos más importantes; sin embar-go, existe una alta vulnerabilidad a ellosdebido fundamentalmente a la gran canti-dad de construcciones que no cumplen laNorma Sismorresistente, (Decreto Ley 1400de 1984), bien sea por su construcción an-terior o por desconocimiento del código. Loanterior está confirmado por los cuantiososdaños provocados por los sismos deMurindó el 17 y 18 de octubre de 1992, don-de en Medellín la aceleración máxima me-dida fue de 0,03 g, mientras que según elcódigo, en la ciudad debería construirse pararesistir aceleraciones de 0,25 g, es decir casi,10 veces mayores.


INGEOMINAS 223

Los daños producidos por un sismo depen-den directamente de la distancia a lassismofuentes y de la magnitud del que ocu-rra; por esta razón, los estudios de amenazasísmica se basan, en gran parte, en la investi-gación de estos factores.

Las sismofuentes que mayor influencia tienenen el Departamento de Antioquia son:

Murindó. Es tal vez una de las de mayorimportancia, no sólo por la capacidad deproducir sismos de muy alta magnitud(hasta M=7,5), sino por la superficialidad dela misma.

Viejo Caldas. Es la segunda en orden de peli-grosidad, pero sus efectos son menores debi-do a que los sismos se generan a profundida-des mayores a los 60 km.

Pacífico. Corresponde aproximadamente alsector de Bahía Solano en el Chocó; es unasismofuente superficial, pero por sudistancia, los efectos se disminuyensustancialmente.

Bucaramanga. Es una sismofuente muy acti-va, como se puede observar en la Figura 29,pero su profundidad y distancia mitigansustancialmente sus efectos.

Otras sismofuentes. Existen otros lugares quepueden generar sismos en el departamentocomo son el área de Segovia y posiblementeotras que no tengan actividad instrumentalregistrada, cuyo detalle escapa al objetivo deeste capítulo.

Desde el punto de vista sísmico, el departa-mento posee el Mapa de Amenaza Sísmica,versión CSR-95 (Figura 30), en el cual semuestran de manera general las diferenteszonas en que se encuentra dividido, sin en-

trar en detalles particulares de las caracte-rísticas de los suelos en cada sitio específi-co, pues esto sólo se consigue mediante es-tudios detallados de microzonificaciónsísmica.

7.5. OTROS FENÓMENOS NATURALES

Son de importancia menor en Antioquia por suocurrencia local o consecuencias leves sobre lacomunidad, puesto que no generan daños cuan-tiosos o existen pocas personas expuestas. En-tre estos fenómenos pueden citarse:

Vientos Huracanados-Tempestades. Debidoa la conformación montañosa del territorio,se generan frentes fríos de viento, especial-mente en los cañones de algunas cuencas,produciendo este tipo de evento meteoroló-gico que ocasiona especialmente la destruc-ción de techos y cosechas. No es muy clarala información que proporciona el inventa-rio, pero la mayor frecuencia de daños sereporta en Cáceres, Heliconia, Medellín,Valdivia y los municipios de la zonabananera.

Volcanismo de Lodo. Se presenta exclusivamen-te en la zona de Urabá, posiblemente al nortede Chigorodó; afecta sólo áreas rurales muy pe-queñas, pero la prohibición de asentamientos ensu entorno inmediato debe ser un principio deldesarrollo municipal en Urabá.

Como se pudo observar el 18 de octubre de1992 en Cacahual (Turbo), una sacudidasísmica puede provocar la emisión súbita delodo y gases con la consecuente incineraciónde todo lo que se encuentra a su alrededor.Además, los suelos derivados son sumamen-te susceptibles a deslizamientos cuando seven sometidos a inviernos prolongados.


224 INGEOMINAS

NW

SWSE

NENE

N

Tomado de: INGEOMINAS1999

FIGURA 29

I N G E O M I N A SLEYENDA

Fecha:

SISMICIDAD REGISTRADA POR LA REDSISMOLÓGICA NACIONAL DE COLOMBIA

(Junio de 1993 a Octubre de 1999)

PROFUNDIDAD (Km)

0 - 30

30 - 70

70 - 120

120 - 180

> 180

MAGNITUDESCALA DE RICHTER (ML)

0 - 33 - 44 - 5

5 - 6

> 8


INGEOMINAS 225

Fuente:

Fecha: I / 96

Luz Rosario Audiverth H.A.I.S. - INGEOMINAS

FIGURA 30

Digitalizó:

Escala Aproximada: 1:5000.000

I N G E O M I N A SZONIFICACIÓN DE AMENAZA SÍSMICA

EN COLOMBIA

NW

SWSE

NE

N

MAR

CA

RIB

E

OC

ÉA

NO

PA

CÍ

FI

CO

PANAMÁ

ECUADOR

PERÚ

VENEZUELA

BOGOTÁ

MONTERIA

SINCELEJO

MEDELLÍN

QUIBDO

MANIZALES

PEREIRA

ARMENIA IBAGUE

CARTAGENAVALLEDUPAR

TUNJA

VILLAVICENCIO

CALI

POPAYAN

NEIVA

PASTOMOCOA

FLORENCIA

INTERMEDIA

ALTA

ALTA

BAJA

INTERM

EDIA

10º

9º

8º

7º

6º

5º

4º

3º

2º

1º

0


226 INGEOMINAS

Caída de Cenizas Volcánicas. Todo elsuroriente de Antioquia está cubierto por ce-nizas volcánicas del Complejo Ruiz-Tolima,resultado de grandes erupciones, la mayoríade ellas pre-holocénicas. Aunque un fenóme-no similar es muy poco probable en la actuali-dad, sus efectos podrían ser dañinos sobre todoa pastos y cosechas de la zona, en especialsobre los municipios limítrofes con el Depar-tamento de Caldas.

Mareas. Este fenómeno puede afectar única-mente a los municipios costeros de Urabá yse manifiesta principalmente durante los «ma-res de leva», los cuales producen daños por elgolpe del oleaje y la erosión rápida de la línea

de costa. Los sitios de mayor impacto se en-cuentran localizados actualmente en detalle,por lo tanto el desestímulo a la construcciónde asentamientos en ellos es la mejor prácticade mitigación posible.

Erosión de Suelos. La erosión de suelos comotal no es un proceso catastrófico, pero tieneconsecuencias dañinas a largo plazo en espe-cial en las zonas de ladera con economía esen-cialmente agrícola. El cambio en el cultivo tra-dicional de café, hacia nuevas variedades queno requieren la acción protectora del sombrío,desencadenó procesos de erosión y pérdidade suelo, cuyas consecuencias a mediano ylargo plazo están por evaluar.


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