INFORME IGNEA

INFORMERECORRIDO SOGAMOSO - FLORESTA.

PRESENTADO POR:YINNA KATHERINE VELANDIA LOPEZ

COD: 201112209YILMAR SNEIDER MEDINA

COD: 201110954.CAMILOCOD:

PRESENTADO A ING. LAURA ALEXANDRA BARRANTES.

PETROGRAFIA IGNEA Y METAMORFICA.INGENIERIA GEOLOGICA.

Petrografía ígnea y metamórfica 2014

UNIVERSIDAD PEDAGOGICA Y TECNOLOGICA DE COLOMBIA.S.S. SOGAMOSO.

2014

INTRODUCCION

La petrografía es la rama de la geología que se ocupa delestudio e investigación de las rocas, en especial en cuantorespecta a su aspecto descriptivo, su composiciónmineralógica y su estructura. Se complementa así con lapetrología, disciplina que se centra principalmente en lanaturaleza y origen de las rocas. Las rocas se componen dediferentes minerales y, según el estado de éstos y lascondiciones de formación, se clasifican en tres grandesgrupos: ígneas, producidas como consecuencia de procesosmagmáticos y eruptivos; sedimentarias, originadas pordepósito de distintos minerales; y metamórficas, formadas enel interior de la Tierra, donde son sometidas a fuertespresiones y elevadas temperaturas que hacen cambiar suestructura y composición. El estudio de una roca requiere enprimer lugar el examen físico de la misma en lo que conciernea aspecto, color, dureza, etc. A continuación sueleprocederse a su análisis microscópico, para lo cual se cortan


mediante máquinas especiales secciones de espesor mínimo quepermitan su exploración al microscopio. Éste revela la formade los cristales que componen la roca, la relación entre losdistintos minerales, la micro estructura y toda una serie demagnitudes evaluables.

Este trabajo tiene como fin clasificar y analizar diferentesmuestras de rocas obtenidas en el transcurso del recorridoSogamoso-Floresta, las cuales fueron obtenidas de lasdiferentes Formaciones que se encuentran en este trayecto. Setiene cada una de las estaciones realizadas con su respectivafotografía. Ubicación, edad, tipo de afloramiento, formacióny roca clasificada.

OBJETIVOS.


1. GENERAL.

Identificar los afloramientos de las formacionesgeológicas presentes en eltrayecto y reconocer su litología, ambiente de depósitoy tipo de contacto.

2. ESPECIFICOS.

Clasificar las rocas obtenidas en campo teniendo encuenta texturas, grado de meteorización, composiciónmineralógica y estructura.

Aplicar los conocimientos obtenidos en el curso paraidentificar las diferentes estructuras sedimentariaspresentes en cada formación (estratificación cruzada,estratificación gradada (FUS, CUS), estratificaciónmasiva, ondulitas), etc

Reforzar en el manejo del uso de brújula en ladeterminación de rumbo y buzamiento de los estratos

Identificar y estudiar los fósiles presentes en laformaciones especialmente en Floresta


UBICACIÓN

El recorrido empezó en la ciudad de Sogamoso, saliendo por elsector Puente Reyes y pasando por jurisdicción de los municipios de Corrales, Busbanza y Floresta, retornando por Santa Rosa De Viterbo-Duitama-Sogamoso.


Recorrido sobre la plancha 172


Zonaurbana

MARCO TEORICO

TOMA DE DATOS

BRUJULA

La brújula es un instrumento que sirve de orientación y quetiene su fundamento en la propiedad de las agujasmagnetizadas. Por medio de una aguja imantada que señala elNorte magnético, que es diferente para cada zona del planeta,y distinto del Norte geográfico. Utiliza como medio defuncionamiento al magnetismo terrestre. Esta se utiliza paramedir el rumbo y buzamiento de un estratoEl rumbo y el buzamiento son dos medidas que sirven parafijar la posición de un plano o una línea. En la geología losusamos normalmente para determinar la posición de losestratos, niveles, miembros y formaciones.

RUMBO

rumbo es el ángulo, respecto al norte, que forma la línea deintersección del estrato con un plano horizontal. La figura 1muestra un plano inclinado ABCD, donde la línea roja es laintersección con la horizontal. El ángulo a entre esta línearoja y el norte es el rumbo. La flecha azul estáperpendicular sobre la línea roja e indica la dirección delbuzamiento.


BUZAMIENTO

El buzamiento es el ángulo que forma la línea de máximapendiente de una superficie de un estrato, filón o falla consu proyección sobre el plano horizontal GPS El global denavegación por satélite (GNSS) que permite determinar en todoel mundo la posición de un objeto, una persona o un vehículocon una precisión hasta de centímetros (si se utiliza GPSdiferencial), aunque lo habitual son unos pocos metros deprecisión. El sistema fue desarrollado, instalado y empleadopor el Departamento de Defensa de los Estados Unidos. Elsistema GPS está constituido por 24 satélites y utiliza latriangulación para determinar en todo del globo la posicióncon una precisión de más o menos metros. El GPS nos sirviópara encontrar las coordenadas en cada parada.

TIPOS DE ROCA

Una roca es una la asociación de uno o varios minerales,natural, inorgánica, heterogénea, de composición químicavariable, sin forma geométrica determinada, como resultado deun proceso geológico definido. Las rocas están sometidas acontinuos cambios por las acciones de los agentes geológicos,según un ciclo cerrado (el ciclo de las rocas), llamado ciclolitológico, en el cual intervienen incluso los seres vivos.Las rocas están constituidas en general como mezclas


heterogéneas de diversos materiales homogéneos y cristalinos,es decir, minerales. Las rocas poliminerálicas están formadaspor granos o cristales de varias especies mineralógicas y lasrocas monominerálicas están constituidas por granos ocristales de un mismo mineral. Las rocas suelen sermateriales duros, pero también pueden ser blandas, comoocurre en el caso de las rocas arcillosas o arenosas. Las rocas pueden ser:

ROCAS IGNEAS: Se forman por la solidificación del magma, una masa mineralfundida que incluye volátiles, gases disueltos.El proceso eslento, cuando ocurre en las profundidades de la corteza, omás rápido, si acaece en la superficie. El resultado en elprimer caso son rocas plutónicas o intrusivas, formadas porcristales gruesos y reconocibles, o rocas volcánicas oextrusivas, cuando el magma llega a la superficie, convertidoen lava por desgasificación. Las rocas magmáticas intrusivasson las más abundantes, forman la totalidad del manto y laspartes profundas de la corteza. Son las rocas primarias, elpunto de partida para la existencia en la corteza de otrasrocas. Dependiendo de la composición del magma de partida,más o menos rico en sílice (SiO2), se clasifican enultramáficas (ultrabásicas), máficas (básicas), intermedias yfélsicas (ácidas), siendo estas últimas las más ricas ensílice. En general son más ácidas las más superficiales. Lasestructuras originales de las rocas ígneas son los plutones,formas masivas originadas a gran profundidad, los diques,constituidos en el subsuelo como rellenos de grietas, ycoladas volcánicas, mantos de lava enfriada en la superficie.Un caso especial es el de los depósitos piroclásticos,formados por la caída de bombas volcánicas, cenizas y otrosmateriales arrojados al aire por erupciones más o menos


explosivas. Los conos volcánicos se forman con estosmateriales, a veces alternando con coladas de lavasolidificada (conos estratificados).

COMPOSICIÓN QUÍMICA

Las rocas ígneas pueden clasificarse, en función de la proporción de silicatos claros y oscuros, como sigue:

Rocas félsicas o de composición granítica. Son rocas ricas ensílice (un 70%), en las que predomina el cuarzo y elfeldespato, como por ejemplo el granito y la riolita. Son, engeneral, de colores claros, y tienen baja densidad. Además decuarzo y feldespato poseen normalmente un 10% de silicatososcuros, usualmente biotita y anfíbol. Las rocas félsicas sonlos constituyentes principales de la corteza continental.

Rocas máficas o de composición basáltica. Son rocas quetienen grandes cantidades de silicatos oscuros(ferromagnésicos) y plagioclasa rica en calcio. Son,normalmente, más oscuras y densas que las félsicas. Losbasaltos son las rocas máficas más abundantes ya queconstituyen la corteza oceánica.

Rocas andesíticas o de composición intermedia. Son las rocascomprendidas entre las rocas félsicas y máficas. Reciben sunombre por la andesita, las más común de las rocasintermedias. Contienen al menos del 25% de silicatos oscuros,principalmente anfíbol, piroxeno y biotita más plagioclasa.Estas rocas están asociadas en general a la actividadvolcánica de los márgenes continentales ().


Rocas ultramáficas. Roca con más de 90% de silicatos oscuros.Por ejemplo, la peridotita. Aunque son raras en la superficiede la Tierra, se cree que las peridotitas son elconstituyente principal del manto superior.

La siguiente tabla, es una subdivisión simple de rocasígneas, de acuerdo a su composición y origen:

COMPOSICIONORIGEN FELSICAS ANDESITICAS MAFICAS ULTRAMAFICAS

Intrusivo granito diorita gabro peridotitaExtrusivo riolita andesita basalto Komatita

TEXTURA

La textura de una roca ígnea se usa para describir elaspecto general de la misma en función del tamaño, forma yordenamiento de los cristales que la componen. En un esquemasimplificado se pueden distinguir hasta seis texturas ígneas:


Textura afanítica o de grano fino. Se origina cuando elenfriamiento del magma es relativamente rápido por loque los cristales que se forman son de tamañomicroscópico y es imposibles distinguir a simple vistalos minerales que componen la roca. Es un ejemplo lariolita.

Textura fanerítica o de grano grueso. Se origina cuandograndes masas de magma se solidifican lentamente abastante profundidad, lo que da tiempo a la formación decristales grandes de los diferentes minerales. Las rocasfaneríticas, como el granito están formadas por una masade cristales intercrecidos aproximadamente del mismotamaño y lo suficientemente grandes como para que losminerales individuales puedan identificarse sin la ayudadel microscopio.

Textura porfídica. Son rocas con cristales grandesincrustados en una matriz (llamada pasta) de cristalesmás pequeños. Se forman debido a la diferentetemperatura de cristalización de los minerales quecomponen la roca, con lo que es posible que algunoscristales se hagan bastante grandes mientras que otrosestén empezando a formarse. Una roca con esta textura seconoce como pórfido.

Textura pegmatítica. Las pegmatitas son rocas ígneas degrano especialmente grueso, formadas por cristalesinterconectados de más de un centímetro de diámetro. Lamayoría se hallan en los márgenes de las rocasplutónicas ya que se forman en las últimas etapas de la


cristalización, cuando el magma contiene un porcentajeinusualmente elevado de agua y de otros volátites comoel cloro, el flúor y el azufre.

Textura piroclástica. Algunas rocas ígneas se forman porla consolidación de fragmentos de roca (cenizas,lapilli, gotas fundidas, bloques angulares arrancadosdel edificio volcánico, etc.) emitidos duranteerupciones volcánicas. No están formadas por cristales ysu aspecto recuerda al de las rocas sedimentarias.

ROCAS SEDIMENTARIAS

Los procesos geológicos que operan en la superficie terrestreoriginan cambios en el relieve topográfico que sonimperceptibles cuando se estudian a escala humana, pero quealcanzan magnitudes considerables cuando se consideranperíodos de decenas de miles o millones de años. Así, porejemplo, el relieve de una montaña desapareceráinevitablemente como consecuencia de la meteorización y laerosión de las rocas que afloran en superficie. En realidad,la historia de una roca sedimentaria comienza con laalteración y la destrucción de rocas preexistentes, dandolugar a los productos de la meteorización, que puedendepositarse in situ, es decir, en el mismo lugar donde seoriginan, formando los depósitos residuales, aunque el casomás frecuente es que estos materiales sean transportados porel agua de los ríos, el hielo, el viento o en corrientesoceánicas hacia zonas más o menos alejadas del área deorigen. Estos materiales, finalmente, se acumulan en lasPetrografía ígnea y metamórfica 2014

cuencas sedimentarias formando los sedimentos que, una vezconsolidados, originan las rocas sedimentarias.

Se constituyen por diagénesis (compactación y cementación) delos sedimentos, materiales procedentes de la alteración ensuperficie de otras rocas, que posteriormente sontransportados y depositados por el agua, el hielo y elviento, con ayuda de la gravedad o por precipitación desdedisoluciones. También se clasifican como sedimentarios losdepósitos de materiales organógenos, formados por seresvivos, como los arrecifes de coral, los estratos de carbón olos depósitos de petróleo. Las rocas sedimentarias son lasque típicamente presentan fósiles, restos de seres vivos,aunque éstos pueden observarse también en algunas rocasmetamórficas de origen sedimentario.

Las rocas sedimentarias se forman en las cuencas desedimentación, las concavidades del terreno a donde losmateriales arrastrados por la erosión son conducidos conayuda de la gravedad. Las estructuras originales de las rocassedimentarias se llaman estratos, capas formadas pordepósito, que constituyen formaciones a veces de granpotencia (espesor).

DEPÓSITO DEL SEDIMENTO

Las características del sedimento dependen en parte de laforma en que se realice la sedimentación. Las condicionesfísico-químicas del medio en el que ocurre la sedimentacióntienen gran importancia en el depósito de sedimentos de


carácter químico pues son dichas condiciones las quedeterminan la existencia de ciertos organismos de cuyosrestos se forman sedimentos

AMBIENTES SEDIMENTARIOS CONTINENTALES

Glaciar: Los depósitos dejados por un glaciar sonprincipalmente la morrena frontal y la morrena de fondo; losmateriales detríticos proceden de la meteorización mecánicade las rocas. Son sedimentos sin estratificación, con clastosangulosos y con materia orgánica casi nula.

Desértico: Los clastos proceden de la meteorización mecánicade las rocas, pero han sido bien seleccionados durante eltransporte eólico. Los ejemplos más representativos son: Dunas: formadas por arena con un grosor de entre 4.76 y0.074 milímetros Loess: formados por limo con un grosormenor a 0.074 milímetros Ambos ejemplos presentanestratificaciones cruzadas debido al cambio de dirección delviento

Fluvial: Los ríos transportan cantos y granos que solo hansufrido meteorización mecánica y sufren un transportemecánico, pero también arrastran partículas de arcilla ysustancias en disolución Lacustre y pantanoso: Presentansedimentos detríticos intercalados con otros de carácterquímico. Se encuentran en el fondo de lagos y pantanos. Sonabundantes en materia orgánica en descomposición.

lbufera: Se forman detrás de las barras de arena construidaspor el oleaje cuando queda una porción de mar aislada; noobstante, la marea penetra en ellas por canales abiertos enla barra de arena, y vuelve a salir por ellos. EstasPetrografía ígnea y metamórfica 2014

corrientes aportan arenas y limos que se depositan en fondode la albufera.

Deltaico: Es un ambiente mixto, con características de losambientes fluviales, lacustre y pantanoso. Los sedimentosincluyen clastos gruesos y finos, precipitados químicos ymateria orgánica. formación de 300 millones de años alprincipio del periodo cretácico. AMBIENTES SEDIMENTARIOS MARINOS

Son más extensos y continuos que los continentales. Seencuentran tanto sedimentos detríticos como químicos yorgánicos.

Nerítico: Situado sobre la plataforma continental, hasta unos200 metros de profundidad; se acumulan sedimentos detríticosy es frecuente encontrar fósiles marinos.Batial: Sobre el talud continental entre 200 y 2,000 metrosde profundidad. Se sedimentan limos, arcillas y conchas deorganismos planctónicos.Artistral: situado en planicies con influencia de acuíferoscercanos Abisal: Situado en los fondos alejados de la costadonde se acumulan barros orgánicos de composición silícea.

TEXTURAS Los sedimentos (que posteriormente originarán rocassedimentarias) pueden tener dos tipos de texturas: clásticasy no clásticas. la textura clástica caracteriza a aquellossedimentos formados por la acumulación mecánica de partículasdetrítica. esta textura está influenciada por el tamaño y laforma de las partículas originales de minerales y rocas o por


los tipos de organismos cuyos esqueletos o conchas seacumulen. los sedimentos formados por la acumulación departículas de minerales y rocas se denominan siliciclásticos(debido al predominio de silicatos), incluyen las gravas,arenas, limos y arcillas. aquellos sedimentos formados por laacumulación de restos orgánicos variados (como bivalvos, corales,plantas) se denominan bioclásticos. las rocas clásticas sonlas que se componen por más de 50% de partículas detríticas.

ROCAS METAMÓRFICAS

En sentido estricto es metamórfica cualquier roca que se haproducido por la evolución de otra anterior al quedar estásometida a un ambiente energéticamente muy distinto de suformación, mucho más caliente o más frío, o a una presión muydiferente. Cuando esto ocurre la roca tiende a evolucionarhasta alcanzar características que la hagan estable bajo esasnuevas condiciones.

Lo más común es el metamorfismo progresivo, el que se dacuando la roca es sometida a calor o presión mayores, aunquesin llegar a fundirse (porque entonces entramos en el terrenodel magmatismo); pero también existe un concepto demetamorfismo regresivo, cuando una roca evolucionada a granprofundidad — bajo condiciones de elevada temperatura ypresión — pasa a encontrarse en la superficie, o cerca deella, donde es inestable y evoluciona a poco que algún factordesencadene el proceso. Las rocas metamórficas abundan enzonas profundas de la corteza, por encima del zócalomagmático. Tienden a distribuirse clasificadas en zonas,distintas por el grado de metamorfismo alcanzado, según lainfluencia del factor implicado. Por ejemplo, cuando la causaes el calor liberado por una bolsa de magma, las rocas forman


una aureola con zonas concéntricas alrededor del plutónmagmático. Muchas rocas metamórficas muestran los efectos depresiones dirigidas, que hacen evolucionar los minerales aotros laminares, y toman un aspecto laminar. Ejemplos derocas metamórficas, son las pizarras, los mármoles o lascuarcitasMETEORIZACION

En el contexto del tiempo geológico las rocas sufrentransformaciones debido a distintos procesos. Los agentesgeológicos externos producen la meteorización y erosión,transporte y sedimentación de las rocas de la superficie. Sellama meteorización a la acción geológica de la atmósfera,que produce una degradación, fragmentación y oxidación. Losmateriales resultantes de la meteorización pueden seratacados por la erosión y transportados. La acumulación defragmentos de roca desplazados forman derrubios. Cuando cesael transporte de los materiales, éstos se depositan en formade sedimentos en las cuencas sedimentarias, unos sobre otros,formando capas horizontales.

Clasificación de Rocas Meteorizadas. (Modificado de Waltham,1994).


FORMACIONES

GEOLOGIA LOCAL

ESTRATIGRAFIALas cuatro grandes discordancias presentes en la regióndividen la secuencia estratigráfica en cuatro conjuntos


principales Basamento cristalino, Serie del paleozoicosuperior, Serie Molásica Mesozoica Serie Cretácico-Terciaria.

1. El Basamento Cristalino

Dentro del área de estudio existen un conjunto de rocasígneas y metamórficas, que subyace a los estratossedimentarios. Este basamento consiste de esquistos,cuarcitas y filitas sumamente plegado, asociados con Gneis.Intrusiones acidas de tipo granítico atraviesan las rocasmetamórficas pero no hay evidencia de que esto ocurra dentrode la serie sedimentaria.Los afloramientos del basamento cristalino ocurrenexclusivamente a occidente de la falla de Soapaga en unaregión levantada, denominada macizo de Floresta. Buenasexposiciones de las rocas metamórficas se hallan al norte deBelén.

MACIZO DE FLORESTA

En la zona axial del macizo de Floresta afloran rocas masantiguas de la región (basamento cristalino), la serie delpaleozoico superior y la formación Girón. La disposición dela discordancia cretácea claramente indica que la deformaciónes un gran anticlinal con cabeceo hacia el sur oeste, dondelos estratos de la formación Tibasosa cierran la estructura(periclinal de Tibasosa). Hacia Sativa norte, al noreste dePaz de Rio, se presenta también un suave cabeceo sin que, entodo caso, haya una clara estructura periclinal.El levantamiento de floresta esta delimitadolongitudinalmente por las dos grandes fallas de Boyaca, alnoroeste, y de soapaga al sureste, ambas con rumbo suroeste-


noreste, lo que condiciona la configuración alargada delmacizo en esa dirección.

2. La Serie del Paleozoico SuperiorLa invasión marina iniciada en el Devónico Medio origino unaserie sedimentaria que se deposito a través del paleozoicosuperior y se interrumpió por un periodo de levantamientoorogénico.

Durante el Devónico Medio y Superior la sedimentación estípicamente marina luego la facies parece ser transicional alo largo de todo el carbonífero. Sin embargo, episodiosmarinos son claramente observables fuera de la región enexamen.La serie paleozoico superior comprende los terrenos compuestopor las formaciones Floresta y Cuche que alcanzan un conjuntoun espesor máximo de aproximadamente 1400 m.

FORMACIÓN FLORESTA

1. Litología

CEDIEL F. (1969) dividió en dos miembros la formación deacuerdo a las características litológicas. El miembroinferior, denominado "El Tíbet", está compuesto por areniscasde grano medio, a veces conglomeraticas de color grisamarillento con escasos interbancos de arcillolitas y con unconglomerado basal de elementos hasta de 4 cm de diámetro,que se apoya sobre las rocas del basamento cristalino. Elmiembro superior denominado "Floresta", costa casiexclusivamente de arcillolitas amarillentas, a veces arenosa,con niveles de abundante fauna marina fósil, representada


principalmente por Briozoos, Gasterópodos, Braquiópodos,Crinoideos y Trilobites.

2. Espesor

Cediel F. (1969) indica espesores hasta de 600 m del MiembroEl Tíbet y de 400 m del Miembro Floresta al noreste deTobasía, con marcada reducción de potencia de ambos miembroshacia el sureste (30 m y 40 m respectivamente). La mejorexposición de la formación Floresta se halla a lo largo de lacarretera Floresta-Otengá, donde el miembro Tíbet reposaclaramente sobre un granito muy alterado. Otra sección delmiembro Floresta es observable en el camino El Topón-Alto delChulo.

3. Limites Estratigráficos

El límite inferior de la formación floresta se coloca en elcontacto discordante con el basamento cristalino. El límitesuperior es concordante y está localizado y donde se iniciala secuencia de limolitas color crema de la formación Cuche.

4. Edad y Origen

La fauna fósil de la formación Floresta indica una edadDevónico Medio. El origen es claramente marino luego de unaextensa ingresión del mar sobre unasuperficie de erosión.


FORMACION CUCHE (Cc)

BOTERO RESTREPO G. (1.950) denomino así a la secuencia delimolitas, arcillolitas y areniscas aflorante en el sectorcomprendido entre el caserío de Cuche y el pueblo de Nobsa.

1. Litología

En la región de Cuche pueden observarse claramente dosconjuntos. El inferior compuesto de arcillolitas y limolitasde color amarillento, bien estratificadas, sobre la quereposan unos bancos de arenisca masiva con estratificacióncruzada y arcillolitas rojo vino tinto, que determinan unamorfología suave del terreno. El conjunto superior consta deareniscas compactas pardas, bien estratificadas, coninterbancos de arcillolita roja, que forman una morfologíaabrupta observable en los cerros al noroeste de Nobsa y en elcañón del río Soapaga donde desemboca el río Pargua.

2. Espesor

El conjunto inferior puede alcanzar los 150 m de espesor(cuche). El conjunto superior de areniscas tal vez llegue alos 250 m de potencia en la sección de Nobsa.

3. Limites estratigráficos

La base de la formación es de difícil identificación debido aque el límite inferior es gradual. El límite superior noexiste, ya que fue erosionada la parte alta de la formaciónantes de la sedimentación de la formación Girón. En variossitios de los estratos del cretáceo inferior se apoyandirectamente en discordancia sobre la formación cuche.


4. Edad y origen

La escasez de fósiles identificables hace imposible ladefinición precisa de la edad de esta formación. Por suposición estratigráfica varios autores la colocan en elcarbonífero con extensión al permiano. Considerando que laformación se halla ya plegada antes de la trasgresióncretácea y que la formación Girón, depositada antes que losestratos del cretáceo, es un típico sedimento post-orogénico, la formación cuche no alcanzaría el permiano alencuadrar el plegamiento en la fase final de la orogenia delos Apalaches. Es difícil también determinar el origen de laformación, pero la presencia de calizas fosilíferas deedad carboniana al noroeste de la región estudiada sugiere unambiente marino de poca profundidad con episodios detransición.Areniscas cuarzosas

3. La Serie Molasica Mesozoica

La erosión de la dorsal paleo-andina en emersión (AndesPaleozoicos) originó gran cantidad de materiales que fueron adepositarse en las cuencas internas del territorio centronororiental de Colombia.La serie Molásica resultante, depositada durante los periodosTriásico y Jurásico, consta principalmente de areniscas quealternan con arcillolitas, limolitas y conglomerados rojos(red-beds), con espesores que pueden acercarse a los 5000 men la región de Santander.

FORMACION GIRON (Jg)


El nombre fue dado por HETTNER A. en 1.892 a la serie deestratos rojos que afloran al suroeste de Bucaramanga, en losalrededores de la población de Girón.

1. Litología

CEDIEL F. (1.969) anota: “consiste en una seria deconglomerados predominantemente, con intercalaciones deareniscas conglomeraticas, a veces de grano medio también, yocasionalmente arcillolitas en capas delgadas”. Al norte deBelencito “El predominio de los conglomerados en definitivo,a la vez que se observan los cantos de mayor tamaño (hasta 50cm en su diámetro mayor)”. En la carretera Belen-Paz de Rio“las intercalaciones de areniscas y arcillolitas se hacen masfrecuentes y en espesores mayores. Los conglomerados estáncompuestos principalmente por cantos rodados proveniente delas areniscas de la formación Cuche, fácilmente identificadospor su color y textura”. “localmente abundan también cantosde cuarzo y en menor proporción cantos de rocas metamórficas.Las areniscas presentan estratificación cruzadas y como losconglomerados, son generalmente de color rojo-violeta o rojo-amarillo; también las hay grises debido seguramente a laabundancia de restos vegetales que contienen, tal como sepuede observar en los afloramientos al este del sinclinoriode Soapaga”.

2. Espesor

Se trata de una formación sumamente irregular, con cambiosrapidos de espesor de un sitio a otro. En el rio soapaga,unos dos kilómetros antes de concentración, el espesor de laformación Giron puede alcanzar los 600 metros.



La formación Girón yace discordante sobre el basamentocristalino o sobre los estratos del paleozoico superior. alnoroeste de buzbanzá se puede observar el contacto entre losconglomerados rojos del Girón y el granito; en el rio soapagael contacto de la base de la formación Girón y esquistoscloríticos; en Nobsa la discordancia entre el Girón y laformación Cuche, que también pueden observarse en el cañondel Río Soapaga aguas debajo de la confluencia del RíoPargua. El limite superior se localiza al contacto con labase de la serie cretácica, originada en un mar que, comoanota CEDIEL F. (1.969) “trasgrede, cubriendo con suconglomerado basal toda la región y ocasionando localmentediscordancias angulares muy suaves con la formación Girón”.Hay buenas exposiciones del contacto Girón-Cretaceo en lascabeceras de las ensenadas de Nobsa, Chameza, QuebradaTunavita (Belencito), Quebrada Malsitio, y al suroeste deNobsa en la autopista central.

4. Edad y origen

CEDIEL F. (1.969) expresa: “ las característicaslitologicas”, “los cambios rapidos de espesor, la posiciónestratigráfica de la formación, discordante regionalmentesobre rocas de distintas edades y con marcadas discordanciasangulares en algunos sitios fosilizando pliegues y fallas,atestiguan un deposito esencialmente fluviátil a limo-fluviatil sobre una superficie de erosion accidentada einestable”. “la posición estratigráfica de la formación Girónen esta región del macizo de Floresta, siendo siendo similara la ya estudiada en otras regiones (ver p.ej. CEDIEL F.


1.968) permite inferir una edad Triásica-Jurásica para lamisma”.

4. La Serie Cretacio Terciaria

La ingresión marina del Cretáceo Inferior marca el inicio deuna potente serie sedimentaria, que sigue a un prolongadoperíodo de erosión de la región.El Cretáceo Inferior y Medio, que es exclusivamente de origenmarino, alcanzalos 1600 m de espesor y consta de las formaciones Tibasosa,Belencito y Une. El Cretáceo Superior, que predominantementemarino, excepto por su parte superior que incluye depósitosde transición, llega a los 1300 m de espesor y estáconstituido por las formaciones Churubita, Conejo, Ermitaño yGuaduas.

FORMACIÓN TIBASOSA (Kit)

1. Litología

En la zona estudiada la formación se divide claramente entres miembros característicos. El inferior, predominantementearenoso, presenta un conglomerado de base, seguido porintercalaciones de limolitas moradas, azulosas y verdosas conareniscas friables de grano grueso, cuyos elementos sonesencialmente de cuarzo, feldespato y fragmentos de rocasmetamórficas y sedimentarias, en una secuencia muycaracterística. Las limolitas verdosas marcan el paso a unaserie de bancos de arenisca compacta, de color pardo claro,de grano fino, que se torna calcárea y friable hacia la partesuperior. El miembro intermedio presenta una alternancia delimolitas verdosas con bancos de 3 m de caliza, en parte


arenosa, con abundantes recristalizaciones en calcita que danun aspecto travertinos. El miembro superior constaesencialmente de arcillolitas fisibles verdosa conintercalaciones de capas delgadas y nódulos de caliza. Haciael terreno se localizan unos bancos de arenisca calcárea griscon interbancos de arcillolita gris.

2. Espesor

En la sección de Belencito la formación Tibasosa tienealrededor de 520 m de espesor. Aquí el miembro inferioralcanza los 140 m, pero existe variabilidad regional deespesor, observándose una reducción hacia el suroeste. Elmiembro superior arcilloso llega a los 200 m de potencia,pero su medición se dificulta por el hecho que estos estratoscasi siempre presentan replegamientos.

3. Limites Estratigráficos

La formación Tibasosa yace discordante sobre las rocas másantiguas de la región. En el borde noroccidental del valle deSogamoso el contacto inferior es con la formación Girón,donde se observa un pequeño ángulo de discordancia. En elsector Tibasosa- San Rafael-Iraca el contacto es claramentediscordante con la formación Cuche. Dos kilómetros al nortede Belén la formación se apoya directamente sobre cuarcitasdel conjunto metamórfico del basamento cristalino. El límitesuperior es concordante y se coloca al cambio de color delas arcillolitas de verdosas a negruzcas.

4. Edad y origen


No se han hecho estudios sistemáticos para fijar los límitesde edad, en todo caso la fauna marina presente permite dataresta formación como Hauteriviano-Barremiano. La formaciónTibasosa es un clásico ejemplo de depósito detríticooriginado en una transgresión marina. A juzgar por el gradode inmadurez de los sedimentos arenosos, la subsistenciadebió ser más rápida que la misma sedimentación, por lo menosen la parte inferior de la formación. La fauna es yaabundante en el conjunto intermedio, con preferencia defragmentos de equínidos, moluscos y peces.

FORMACIÓN UNE

RENZONI G. (1981) denomino así el conjunto estratégicocorrespondiente a las arenisca de Une, tal como fueronescritas por HUBACH E. (1957). El nombre deriva de lapoblación de Une al oriente de Bogotá, donde se observa lasección completa.

1. Litología

En la base de la información se halla un banco de areniscacuarzosa amarilla o cuarcitica gris, intercalado entrearcillolitas fisibles de color gris claro. Encima yacengruesos bancos de arenisca cuarcitica blanca (conacrecimiento de los granos de cuarzo), con estratificacióncruzadas y sumamente compactas que resaltan en la topografíaformando zonas escarpadas características. En el flanconoroccidental del valle de Sogamoso, la formación estainvertida y trucada por la falla de Soapaga. En el sector de


Duitama, sobre las areniscas cuarcitas inferiores reposa unasecuencia de potentes bancos de arenisca amarilla friable,intercalados con liditas blancas, con areniscas lajosas yesporádicos interbancos de arcillolita carbonosa.

2. Espesor

la formación Une puede alcanzar localmente una potencia de510 m. las arenicas cuarciticas, situadas en la parteinferior de la serie, tienen cerca de 270 m de espesor,mientras que al oriente de la zona de estudio toda laformación es cuarcitica. Este fenómeno puede estar ligado altectonismo más que a un proceso sedimentario, como se verá enel siguiente capítulo.


El límite inferior de esta formación se coloca en la base dela primera bancada de arenisca por encima de la formaciónBelencito. Se trata de un límite morfológico porque, encuanto a fósiles se refiere, las arcillolitas grises conplantas fósiles, que se observan hacia la base, indican uncambio de ambiente que culmina con la sedimentación de lasareniscas. En este caso el límite se colocaría en el contactoentre los shales negros marinos y las arcillolitas grises encuestión. El límite superior lo marca el techo de lasarenicas, casi siempre bien expuesto en la morfología delterreno.

4. Edad y Origen

la posición estratigráfica de esta formación, por encima delos shales negros del albiano marino, indica una edad que va


del albiano superior al cenomaniano superior incluso. Elcambio da facies observado en la base de la formaciónindicaría un ambiente costero con abundante aporte arenosoproveniente probablemente del escudo.

GRUPO CHURUVITA

solamente en el extremo noroccidental de la cuidad de Duitamaafloran los terrenos que yacen sobre la formación Une, loscuales no fueron cartografiados por la poca extensión queocupan en la plancha correspondiente. La sección más antiguadel cretácico superior aflorante en la región es la base dela formación ermitaño, razón por la cual todo el conjuntoestratigráfico entre el techo de la formación Une y lasladitas de la formación ermitaño debe estudiarse al surestede Sogamoso y al occidente de Duitama.La secuencia de estratos del grupo churuvita presenta cambiosde facies, como observa RENZONI G. (1981), pero es probablela influencia de la tectónica en el espesor y la disposiciónde ciertos niveles estratigráficos.Mas constante parece ser la formación conejo RENZONI G.(1981), cuya sección fue estudiada por ese autor en el ladooccidental de la falla de soapaga al noreste de tunja.La edad de toda la secuencia estratigráfica en cuestióncomrende el cenomaniano superior, el turoniano y elconiaciano inferior. El ambiente de sedimentación estípicamente marino.

FORMACIÓN GUADUAS (Kgs)

ALVARADO B. Y SARMIENTO R. (1994) denominaron formaciónGuaduas al conjunto de estratos que contiene los mantos decarbón explotables, por


analogía con la formación homónima definida por HETTNER A.(1892) en la región de Guaduas, Cundinamarca.

1. Litología

En el área estudiada la formación está constituida de dosmiembros. El inferior, compuesto casi exclusivamente dearcillolitas fisibles negruzcas, con esporádicas zonasarenosas, alcanza un espesor de 190 m (Guaduas estéril). Elmiembro superior consta de continuas alternancias deareniscas delgadas, arcillolitas y mantos de carbón, con unespesor total de aproximadamente 230 m., las areniscaspresentes en la parte media del miembro superior sontípicamente lajosas, de grano fino a mediano y midenalrededor de 11 m de espesor. Un kilómetro al noreste de laEstación de Peñablanca, en el ferrocarril Belencito- Paz deRio, las areniscas afloran en estratos de 50cm con marcas deoleaje de color rojizo. Los mantos de carbón varían en númerode 8 a 10, de los cuales los explotables tienen espesoresentre 1 y 3.5 m. Se trata de carbones bituminosos concontenido promedio de carbono fijo de 31% y un podercalorífico de 6.500 a 7.900 cal/ g.

2. Espesor

En la sección de Tópaga la formación alcanza una potencia de410 m, valor similar al que puede medirse 25km al noreste enla zona de la Chapa (Paz de Rio). Raras son las buenasexposiciones de la formación debido a que generalmente seencuentra disturbada por fallas longitudinales que alteran suespesor. Los mejores afloramientos pueden observarse entreSochaviejo y la mina la Chapa y en el sector de Morcá. Lasección completa del miembro superior es observable sobre la


margen izquierda del rio Gámeza (la Peña), sobre la margenizquierda del rio Chicamocha aguas debajo del puente Reyes,en Tasco (Quebrada carbonera).

3. Límites Estratigráficos

La base de la formación Guaduas se coloca en el contactoentre las arcillolitas fisibles del miembro inferior y lasareniscas de techo del Ermitaño, que marcan la terminación dela sedimentación marina. El límite superior se localiza a labase de unos bancos característicos de arenisca dura, conestratificación cruzada, de gran continuidad regional.4. Edad y Origen

VAN DER HAMMEN T. (1955) asigna a esta formación una edadMaestrichtiano superior con base en el análisis palinológicode los mantos de carbón. El límite Cretáceo-Terciariocoincide bien con el contacto Guadas-Socha inferior, tal comose propone para la zona estudiada. La formación Guaduas es unclásico depósito de facies “parálica”, en lagunas y pantanosde gran extensión adyacentes a la línea de costa. Areniscasglauconíticas presentes en la parte media del miembrosuperior indican invasiones marinas temporales. Laalternancia de mantos de carbón con areniscas y arcillolítassignifica constantes oscilaciones verticales de la zonacostera.

FORMACIÓN SOCHA

Formación Socha Inferior (Tpsi)

La formación Socha inferior toma su nombre de la población deSochaviejo, donde ALVARADO B. y SARMIENTO R. estudiaron la


sección tipo. En este trabajo se incluye en la parte inferiorde la formación una secuencia de arcillolitas rojas yabigarradas, alternadas con banquitos de arenisca, secuenciaque es asimilable más a la facies del Terciario continentalque no al Guaduas transicional.1. Litología

La formación consiste de potentes bancos de areniscacuarzosa, de grano variable, que yacen sobre un conjunto dearcillolitas alternantes con areniscas en estratos delgados.Es característico en la base de la formación un banco dearenisca parda, dura, de grano mediano, con estratificacióncruzada, cuyo espesor varía entre 9 y 15m. Las arcillolitaslocalizadas por encima de esta arenisca son blandas, de colorgris claro a lila, a veces con niveles carbonosos, y pasan aarcillas plásticas rojizas hacia arriba. Siguen arcillolitasgrises alternadas con pequeños bancos de arenisca de granofino.Las areniscas principales (Areniscas de Socha), masivas, enbancos hasta de 30m de espesor, pueden cubrir las 2/3 partesde la formación. Son frecuentes sobre la superficie de losestratos de arenisca las estructuras de sedimentación como“ripples” y otras marcas de corriente. Hay zonas con marcadaestratificación cruzada.

2. Espesor

Las secciones medidas en Sochaviejo, la Chapa, Tasco y PuenteReyes (rio Gámeza) indican una potencia de la formación entre130 y 160m. En elafloramiento del río Gámeza las areniscas principales miden110m sobre un total de aproximadamente 158m (vereda la Peña);


ésta y las de Tasco y Sochaviejo (Quebrada el Boche) son lasmejores exposiciones de la formación.

3. Límites EstratigráficosEl límite inferior de la formación se coloca al contactoentre la arenisca de base y las arcillolitas franjeadasnegruzcas de la formación Guaduas. Aunque el límite superiores muy claro morfológicamente, ocurre a veces que lasintercalaciones de arenisca de la parte inferior de laformación suprayacente convergen hacia la arenisca principalhaciendo difícil la separación de las dos formaciones, lo quese debe probablemente a una leve discordancia estratigráfica.

4. Edad y Origen

Según VAN DER HAMMEN T. (1955) la formación Socha Inferiorcontiene polen fósil del Paleoceno. Como se mencionóanteriormente, el límite Cretáceo-Terciario puede colocarsecon bastante aproximación en el piso de la arenisca basal delSocha Inferior, lo que facilita su identificación en el campoy permite una precisa cartografía. La formación se originóprobablemente en facies de estuario, con episodios lagunaresen la parte inferior.ESQUISTOS Y FILITAS DE BUSBANZA

Las Filitas y Esquistos de Busbanzá están localizadas en laCordillera Oriental, al norte del Departamento de Boyacá, enla parte central del Macizo de Floresta, y abarca losmunicipios de Floresta, Busbanzá y la Inspección de Policíade OtengáLa unidad está expuesta en una franja alargada de 3 km deancho por 15 km de largo; limitada al norte por la quebradaChamizal, al sur por la quebrada El Chorro, al oriente por el


Municipio de Busbanzá y al occidente por el Municipio deFloresta. El espesor de la unidad es mayor entre losmunicipios de Floresta y Busbanzá, y disminuye en sentido SW-NE hacia el Municipio de Otengá.Según las recomendaciones de la Guía EstratigráficaInternacional de la Subcomisión Internacional deClasificación Estratigráfica (Salvador, 1994) las Filitas yEsquistos de Busbanzá deben su nombre a sus propiedadeslitológicas distintivas y observables, y su localidad tipo seencuentra en en la carretera que conduce del Municipio deBusbanzá a Floresta, específicamente en cercanías alMunicipio de Busbanzá.

RESEÑA HISTÓRICA

Aunque las rocas metamórficas del Macizo de Floresta han sidoestudiadas por varios autores como Botero (1950), Cediel(1969), Mojica & Villarroel (1984), sólo en 1997, Ulloa etal. (en preparación), denominan Filitas Cordieríticas deBusbanzá a un conjunto de metamorfitas que afloran en unafranja de 15 km de largo por 3 km de ancho en cercanías delMunicipio de Busbanzá; constituido por filitas cordieríticas,filitas sin cordierita y, ocasionalmente, cuarcitas. De igualmodo, proponen el nombre de Filitas de Otengá pararepresentar a una secuencia de filitas con delgadasintercalaciones de cuarcitas y metaconglomerados, que afloranen el área Otengá - Floresta, en una franja de 14 km de largopor 1 a 3 km de ancho. Entre los autores que estudiaron estasrocas se puede citar a: Botero (1950), quien describió dosconjuntos metamórficos: uno constituido por esquistosmicáceos y otro por neises cordieríticos; Cediel (1969)Petrografía ígnea y metamórfica 2014

distinguió dos unidades, una de neises y otra de filitas yesquistos; Mojica & Villarroel (1984) describieron dosconjuntos, uno inferior de esquistos sericíticos - cloríticoscon frecuentes porfiroblastos de cordierita y otro superiorconstituido por filitas, metaconglomerados y metareniscas.

CONCLUSIONES

Se logró identificar las rocas recolectadas de la práctica, para cada una de las formaciones del recorrido Sogamoso-Floresta (Boyacá) se otorgó nombre y se clasificó según sus respectivas características

Se reconoció la composición mineralógica de cada una de las muestras

Se identificaron las rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas en campo así como sus características

Se reforzó el conocimiento adquirido en el laboratorio y a lo largo de nuestra carrera para el reconocimiento de las muestras y tomas de datos como rumbos y buzamientos

Distinguimos los fósiles en las muestras y se logró realizar su correcta clasificación.


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