2. ESTRATIGRAFÍA de Sogamoso- Paz de Rió

En el área comprendida por la Plancha 172 Paz de Río afloran rocas ígneas, metamórficasy sedimentarias con edades que comprenden desde el Proterozoico hasta el reciente. Lasrocas ígneas corresponden a cuerpos intrusivos de composición granítica a granodiorítica, emplazados desde principios del Paleozoico hasta el Jurásico. Cartográficamente se han distinguido en el área de la plancha cuatro cuerpos intrusitos. Las rocas metamórficas ocupan la parte occidental del área, y se identifican cuatro unidades litodémicas, de las cuales tres corresponden a rocas afectadas por metamorfismo regional (dos con protolito sedimentario y una con protolito ígneo) y una a rocas ígneas afectadas por metamorfismo dinámico. Las rocas sedimentarias se han agrupado según las nomenclaturas empleadas en las áreas de Santander, Paz de Río y Farallones, y sus edades comprenden desde el Paleozoico hasta el reciente. La descripción de las unidades se hará con base en columnas litoestratigráficas levantadas durante el proyecto. De acuerdo con la edad y al tipo de roca, se describirán las diferentes unidades litoestratigráficas de mayor a menor antigüedad.

2.1 ROCAS METAMÓRFICASEn el área de La Floresta afloran rocas con metamorfismo regional en dos franjas, una de 15 km de largo por 5 km de ancho, donde están ubicadas las poblaciones de Busbanzá y Otengá, y otra de 2 km de largo por 1 km de ancho en la quebrada Chuscales. Una faja de rocas ígneas, de 2 km de largo por 0,5 km de ancho, aflora en el trayecto de la carretera Paz de Río - Belén, con evidencias de metamorfismo dinámico. Las metamorfitas, en general, se observaron muy meteorizadas, y presentan una morfología de colinas suaves y coloración de tonalidades pardo a rojo amarillento, que depende del grado de meteorización. Las rocas metamórficas de la región de Paz de Río han sido estudiadas por varios autores, entre los cuales se pueden citar a Botero (1950), quien cartografió y describió las metamorfitas en dos conjuntos: uno constituido poresquistos micáceos y otro por neises cordieríticos. Cediel (1969) cartografió y distinguió también dos conjuntos, uno de neises y otro de filitas y esquistos. Mojica & Villarroel (1984) describieron dos conjuntos uno inferior de esquistos sericíticos – cloríticos con frecuentes porfiroblastos de cordierita y otro superior constituido por filitas, metaconglomerados y metaareniscas. Se diferencian tres unidades de metamorfismo regional, las Filitas y Esquistos de Busbanzá y el Ortoneis de Buntia (nomenclatura dada por Sotelo 1997), Filitas de Chuscales, y una de metamorfismo dinámico, las Cataclastitas de Soapaga. Jiménez (2000) asciende al rango de formación la unidad Filitas y Esquistos de Busbanzá y define dos miembros cartografiables, uno inferior que denominó Esquistos de Otengá y otro superior que denominó Filitas de Ometá, rocas que posteriormente fueron intruidas y afectadas con metamorfismo de contacto. En las áreas cercanas hacia el norte del Cuadrángulo I-13, las rocas metamórficas se han cartografiado y denominado como Neis de Bucaramanga, Formación Silgará y Floresta metamorfoseado, según Ward et al. (1970). En el presente trabajo se empleará la nomenclatura de Sotelo (1997) y de Jiménez (2000) de acuerdo con las recomendaciones de la Guía Estratigráfica Internacional. Las unidades cartografiadas corresponden al Neis de Buntia, las formaciones Filitas y Esquistosde Busbanzá, Cuarcitas y Filitas de Chuscales y Cataclastitas de Soapaga.

2.1.1 Neis de Buntia (P∈?ob)Sotelo (1997) propone el nombre de Neis de Buntia para designar un xenolito de ortoneis cuarzo feldespático hornbléndico aflorante a lo largo de la quebrada Buntia (Plancha 172, D4). Esta unidad se expone en una faja de 0,5 km de ancho y 4 km de largo, con una orientación general N30ºE, a lo largo de la quebrada Buntia, a la cual debe su nombre, según se aprecia en la cartografía presentada por Jiménez (2000). En el presente trabajo se denominará informalmente como Neis de Buntia. Macroscópicamente, la unidad es de apariencia migmatítica expone un paleosoma gris verdoso oscuro, formado por anfibolitas (de hornblenda), algunas con actinolita y biotita cloritizada; en algunos sectores (hacia la quebrada Montenegro) se aprecian xenolitosde metaarenitas cuarzo feldespáticas con biotita roja (por metamorfismo de contacto en

facies hornfelsa albita – epidota) y que se encuentra muy cerca al “leucosoma” anfibolítico.El leucosoma es de tipo granítico, rosado de grano grueso, constituido por feldespato potásico y cuarzo, principalmente, y, en menor proporción, plagioclasa. Las rocas de esta unidad presentan microscópicamente texturas migmatíticas estromática, schollen y agmática. El contacto entre el leucosoma granítico y el paleosoma anfibólico es bien definido, aunque en algunos rodados seencuentran texturas néisicas intermedias entre estos dos límites.Microscópicamente, el Neis de Buntia tiene una composición granodiorítica (Tabla 1), con porcentajes recalculados a 100%, de cuarzo (31%), feldespato alcalino (21%) y plagioclasa (48%). Además, presenta en porcentajes menores biotita, hornblenda y microclina, y como minerales accesorios circón, apatito y allanita. Se revela una textura remanente porfirítica con matriz fanerítica que indica lascaracterísticas de la roca origen, posiblemente una granodiorita porfirítica, con biotita yhornblenda. Análisis del leucosoma da como resultado la presencia de cristales de ortoclasaen forma de corona, evidenciado por inclusiones de plagioclasa sericitizada, que indican dos generaciones de ortoclasa, posiblemente por feldespatización potásica. Dos tipos de granitos se observan en el leucosoma: uno corresponde a granito -granodiorita con leve orientación, y el otro corresponde a granito – granodiorita hornbléndica sin orientación aparente. En cuanto a la génesis del Neis de Buntia, el paleosoma corresponde posiblemente a rocas anfibólicas provenientes de rocas volcánicas (o gabroides) con intercalaciones de arenitas arcillosas magnésicas cuya deposición ocurrió posiblemente durante el Mesoproterozoico. Estas rocas fueron afectadas por metamorfismo regional de bajo a medio grado a principios del Neoproterozoico, y formaron las anfibolitas del Neis de Buntia y las Filitas y Esquistos de Busbanzá. Posteriormente, durante el Ordovícico, esta sección metamórfica fue afectada por un evento tectotermal que genera el leucosoma de las migmatitas en el neis, expuestas en laquebrada Buntia, por enriquecimiento, y causaron metamorfismo de contacto de lasFilitas y Esquistos de Busbanzá por la intrusión del Stock de Otengá. Paleosoma y leucosomafueron originados a finales de la Orogenia Caparonensis (intrusión del Stock de Otengá)y nuevamente enriquecidos en ortoclasa y hornblenda por las intrusiones de stocks másrecientes de afinidad calcoalcalina, menos diferenciadas magmáticamente a principiosdel Triásico Jurásico(?) (Intrusivo de Aguachica), producto de actividad magmáticapreextensión litosférica (Pre o sinrift): Unidades metamórficas de edad y composición similar son descritas al noroccidente de la región de Paz de Río, en el Departamento de Santander, denominadas como ortoneis. En cercanías al Municipio de Tona, Ward et al. (1973) describen neis flaser de hornblenda - biotita, color gris a gris verdoso, de composición granodiorítica atonalita. Vargas et al. (1981) confirma la existencia de un neis semejante al oriente delos batolitos de Mogotes y Santa Bárbara y cerca de Onzaga, y extiende la unidad hastael sur de Malagavita y Covarachía, en donde afloran granodioritas y tonalitas grises nofoliadas a ligeramente néisicas, que por sectores están cizalladas (suroriente deCovarachía).

2.1.2 Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá (P∈?eo/P∈?fo)La Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá aflora en el sector occidental de la Plancha 172 Paz de Río (cuadrículas C3, C4, D3, D4, E2 y E3) en cercanías a los municipios de Floresta,Otengá y Busbanzá. La unidad se dispone en la zona como una franja alargada de 4 km deancho por 15 km de largo, limitada al norte por la quebrada Camisa, al sur por la quebradaEl Chorro, al oriente por el Municipio de Busbanzá y al occidente por el Municipio deFloresta. Este nombre es empleado por Jiménez (2000) para denominar las rocas metamórficas que conforman el núcleo del Macizo de Floresta, que afloran entre las poblaciones de Florestay Busbanzá, y propone la subdivisión de la formación en dos miembros (Figura 3), unoinferior denominado Esquistos de Otengá y otro superior denominado Filitas de Ometá.Se describirá, inicialmente por separado, la extensión y la aparición de los miembros en lazona, las características litológicas que permitieron seguirlos en campo y los resultados de las observaciones petrográficas, con base en el trabajo de Jiménez (2000). Finalmente, se describirá la posición relativa de la formación, su edad, correlación y génesis. 2.1.2.1 Miembro Esquistos de Otengá (P∈?eo) El nombre de este miembro proviene de la Inspección de Policía de Otengá y se propone para representar a una secuencia de filitas con delgadas

intercalaciones de cuarcitas y metaconglomerados, que aflora en el área de Otengá - Floresta, en una franja de 14 km de largo por 1 a 3 km de ancho (C3, C4, D3, E2 y E3). Esta unidad se observó, en general, muy meteorizada, excepto en la parte baja del camino Otengá - quebrada Las Puentes, en el área donde nace la quebrada Chamizal y en la carretera que va desde el puente de la quebrada Soiquia a El Topón (subiendo al Alto Las Pilas), donde se encontraron algunos afloramientos con roca menos meteorizada. La unidad se extiende hacia el nororiente hasta la quebrada Chamizal, en donde presenta su máxima anchura. Hacia el suroccidente, encercanías de la Escuela del Carmen, se observa cubierta bajo los sedimentos de la FormaciónTíbet, al occidente, y por las metamorfitas del miembro Filitas de Ometá, al oriente. Los Esquistos de Otengá se observaron infrayaciendo a las Filitas de Ometá en forma transicional y probablemente normal. Los afloramientos aislados mostraron que los esquistos son de tonos amarillentos y rojizos, cuando están muy alterados, y verdosos cuando tienen poca alteración. La parte inferior de la unidad presenta niveles de esquistos micáceos, a veces con sillimanita, con intercalaciones de cuarcitas y metaconglomerados cuarzosos de pocos metros de espesor. Intercalaciones de filitas con cordierita y cuarcitas de poco espesor se observan hacia la parte media de la unidad; hacia el tope se presentan niveles de filitas micáceas. Litológicamente, Jiménez (2000) describe al miembro Esquistos de Otengá como una unidad constituida por esquistos moscovíticos cuarzosos de color gris, de grano fino a medio, dispuestos en capassubtabulares de 10 a 40 cm de espesor. Exhiben una textura granolepidoblástica a epidoblástica, caracterizada por una alternancia de bandas de cuarzo y feldespato potásico, con bandas de micas, granate o sillimanita. Basados en los minerales encontrados en la unidad, los esquistos son micáceos a veces con granate y sillimanita, esquistos moscovíticos con feldespato y esquistos moscovítico biotíticos. Análisis petrográficos de secciones delgadas de esta unidad revelan que se componen de moscovita + cuarzo + biotita cloritizada + feldespato potásico +/- (granate, sillimanita). Como minerales accesorios están circón, esfena, magnetita (con mezclas isomorfas de titanio), sericita con alteración y formación de limonita por meteorización. Según Jiménez (2000), en cercanías a la localidad de Ometá, las características originales de los esquistos se enmascaran por sobreimposición de cristales de andalucita, cordierita o granatesobre una matriz esquistosa micácea con cuarzo y feldespato. También ocurre andalucita (sobreimpuesta a la esquistosidad), en los esquistos que afloran cerca al contacto con el Stock de Chuscales, en los alrededores del nacimiento de la quebrada Chamizal. El espesor calculado, basado en columnas estratigráficas, varía desde 135 m hasta 175 m. Los Esquistos de Otengá no exponen en la zona su límite basal, aunque es probable que se hubiere depositado en forma discordante sobre rocas migmatíticas precámbricas. Los esquistos conforman el núcleo de unanticlinorio tumbado, cuyo plano axial buza hacia el suroriente, suprayacido de maneraconcordante por el miembro Filitas de Ometá. Los Esquistos de Otengá provienen dearcillolitas, lodolitas, arenitas cuarzosas arenitas conglomeráticas de cuarzo, concontenido variable de arcilla. 2.1.2.2 Miembro Filitas de Ometá (P∈?fo) El nombre Filitas de Ometá se utiliza para designar un conjunto de metamorfitas que afloran en una franja alargada de 15 km de largo por 3 km de ancho, en la parte sur oriental del Macizo de Floresta ( C4, D3, D4, E2 y E3); se presentan como secciones de referencia las exposiciones de la unidad en la carretera Busbanzá - La Floresta, el camino de herradura que conduce de Busbanzá a laEscuela del Carmen (plancha 172-III-A) y la sección expuesta en la quebrada Ometá (plancha 172-I-C). De acuerdo con el análisis efectuado en el área de estudio por Jiménez (2000), esta unidad corresponde a la parte superior de una secuencia que conforma un anticlinal. La basede las Filitas de Ometá es concordante con los Esquistos de Otengá y se observa intruida porrocas graníticas del Stock de Otengá. La base de esta unidad aflora en el sector de la Escueladel Carmen, está constituida por niveles de filitas cordieríticas, con intercalaciones de cuarcitas y filitas, sin cordierita. Las filitas presentan porfiroblastos de cordierita más pequeña, de 4 mm de largo por 1 a 2 mm de ancho. Hacia el tope de la unidad, en el trayecto de Busbanzá a la Escuela del Carmen, esta unidad está conformada por paquetes muy gruesos de filitas, de colores grises claros, grises y verdes amarillentos, con porfiroblastos anhedrales de cordierita de 1 cm de largo y 2 a 3 mm de ancho; en algunos niveles de filitas se observa remanentes de la estratificación con pequeñas bandas de filitas de cuarzo que alternan con filitas cordieríticas y aparecen intercalaciones esporádicas de cuarcitas feldespáticas, de 5 a 50 cm de espesor. Debido

a que las filitas presentan porfiroblastos de cordierita en bandas, le da una apariencia néisica a la roca. El aumento en el tamaño y contenido de cordierita en las filitas se hace cada vez mayora medida que se avanza hacia el contacto con el Stock de Otengá. En sectores como la Inspección de Policía de Otengá, las características originales de las filitas se enmascaran por una sobreimposición de cristales de cordierita y andalucita de 2 mm hasta 3 cm de longitud, que dan una apariencia moteada a la roca, situación que también se presenta en inmediaciones delMunicipio de Busbanzá. Es importante anotar que aunque la esquistosidad inicial de las filitasse mantiene, se aprecia la sobreimposición de la cordierita y la andalucita. Las filitas, en roca fresca, son de colores grises claros, con manchas grises oscuras; cuando están meteorizadas toman tonalidades verdosas amarillentas. En roca muy meteorizada con apariencia sedosa, lacordierita se presenta como seudomorfos en manchas de color amarillo rojizo. Mineralógicamente, el Miembro Filitas de Ometá está constituido por cuarzo + moscovita +/- biotita; como minerales accesorios se hallan circón y magnetita. Las cuarcitas son de color blanco, de grano medio a grueso, feldespáticas y exhiben textura granolepidoblástica. Las cuarcitas están constituidas por los siguientes minerales: cuarzo + feldespato potásico + biotitacloritizada + moscovita; como minerales accesorios se encuentran circón, turmalina, magnetita y esfena. Según indican la textura esquistosa y la paragénesis, las rocas estuvieron sometidas a un metamorfismo regional facies esquisto verde. En la unidad se presenta de manera regularintercalaciones de capas gruesas de cuarcitas de 50 a 80 cm de espesor, laminación guía relicta y enriquecimiento de cuarzo en las filitas; la composición mineralógica es rica en micas con intercalaciones de cuarcitas, con moscovita, biotita y sericita. Estas características permiten decir que las Filitas de Ometá provienen, posiblemente, de una secuencia de lodolitas arcillosas, con intercalaciones de cuarzoarenitas, de grano medio a fino, algo feldespáticas. El efecto térmico del Stock de Otengá en la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá se manifiesta en la presencia de cristales de cordierita y andalucita sobrepuestos a la textura esquistosa (que es paralela a la estratificación de la roca protolito sedimentaria) de las Filitas de Ometá y losEsquistos de Otengá. Existe aumento del porcentaje y tamaño de la cordierita y presencia de andalucita a medida que se acerca al contacto en el Stock de Otengá; se encuentra también andalucita (parcialmente sericitizados) en la parte norte de la faja de Esquistos de Ometá (nacimiento de la quebrada Chamizal). Esta sobreimposición de cristales de cordierita y andalucita permite considerar que la intrusión causó metamorfismo de contacto en lasmetamorfitas, y alcanzó la facies hornblenda - cornubianita. El espesor del Miembro Filitas de Ometá, con base en las columnas estratigráficas reportadas por Jiménez (2000), varía entre 335m en la sección expuesta por la quebrada Ometá hasta 765 m expuestos en la carretera de Busbanzá a Floresta. La base del Miembro Filitas de Ometá se aprecia en la quebrada Ometá y en el camino de herradura de Busbanzá a la Escuela del Carmen, y descansa en forma concordante sobre el Miembro Esquistos de Otengá. En la quebrada el Chorro se aprecia que los esquistos son suprayacidos de manera discordante por las arenitas conglomeráticas de la Formación Tíbet. En la quebrada San Nicolás (Plancha 172-III-A) se aprecia que el Stock de Otengá intruye a este miembro.2.1.2.3 Edad, correlación y metamorfismo de la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá La Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá es, probablemente, producto de la deposición de cuarzoarenitas feldespáticas de grano fino a medio, limolitas y conglomerados durante el Mesoproterozoico?. El protolito sedimentario fue afectado por metamorfismoregional de bajo a medio grado durante el Neoproterozoico o Cámbrico inicial, en faciesesquisto verde; intrusiones de stocks como los de Otengá y Chuscales, probablemente afinales del Ordovícico, causaron metamorfismo de contacto en los Esquistos de Otengá (cristales postectónicos de cordierita y andalucita) y Filitas de Ometá (cristalespostectónicos de andalucita). Las rocas producto de estos eventos fueron posteriormente plegadas, levantadas, expuestas a la superficie y cubiertas por unidades sedimentarias a principios del Devónico. La Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá puede correlacionarse con franjas de cuerpos de esquistos y filitas micáceos, cordieríticos, con intercalaciones menores de metaareniscas y metawacas, ubicados al oriente del Municipio de Chitagá, los cuales afloran desde el Municipio de Tane en una faja norte sur, al oriente del Complejo

Bucaramanga, hasta el extremo sur del Páramo de Chitagá. También se podrían correlacionar con las fajas de rocasmetamórficas pertenecientes a la Formación Silgará, debido a su similitud litológica en algunas partes y al grado de metamorfismo que es de bajo a medio en ambas unidades (aunque esta última ha sido considerada del Paleozoico inferior). Restrepo (1995) reporta un granitoide con una edad U/Pb de 477+-16 Ma, emplazado en concordancia estructural en las rocas de la Formación Silgará. Además, ambas unidades se encuentran intruidas por cuerpos graníticos sincinemáticos del Ordovícico. La Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá se halla cubiertadiscordantemente por rocas del Devónico de la Formación Tíbet en el área de Macizo deFloresta. Esta condición permite asignar una edad probable para el evento metamórficoregional de esta unidad en el Neoproterozoico.

2.1.3 Formación Cuarcitas y Filitas de Chuscales (P∈?fc)El nombre Formación Cuarcitas y Filitas de Chuscales designa filitas, cuarcitas y metaconglomerados que afloran en la quebrada Chuscales, que dan un relieve de pendientes suaves, en contraste con las zonas escarpadas, producidas por las rocas ígneas y arenitas de la Formación Tíbet circundantes. Las metamorfitas generan suelos arcillosos, micáceos, que dan coloración pardo rojiza a pardo amarillenta. En la margen norte de la quebrada Chuscalesse observó una secuencia muy cubierta por vegetación y derrubios, conformada pormetaconglomerados y cuarcitas que alcanza un espesor de 150 a 200 m, estimados a partirde cortes geológicos (Figura 3). Los metaconglomerados afloran en la parte superior de la quebrada, compuestos por cantos de cuarzo muy aplanados y orientados, con tamaños de 2 x 0,1 x 0,3 cm y 1 x 1 x 2 cm, en una matriz arenosa clorítica, de grano medio, en capas de 0,50 a 1 m de espesor, y alcanza un espesor total de más de 3 m; infrayace discordantemente a las arenitasconglomeráticas del Devónico y, aparentemente, están cortadas por el Stock de Chuscales. Encima de los metaconglomerados se encontraron dos afloramientos de cuarcitas de grano fino a medio, con un contenido de cuarzo de 90 a 95%, en capas de 0,10; 0,20; 1,00 y 2,00 m de espesor. Igualmente, afloran metaarenitas cuarzosas, conglomeráticas, con gránulos de cuarzo, de pocos metros de espesor, sobre las cuales reposa una secuencia de filitas muy meteorizadas, de color rojo amarillento; el espesor total de las Cuarcitas y Filitas de Chuscales se estima en unos 200 m (Figura 3). Las filitas y las cuarcitas se observaron intruidas por el Stock de Chuscales y cubiertas discordantemente por arenitas conglomeráticas de la Formación Tíbet. Laedad de las metamorfitas, es claramente predevónica, teniendo en cuenta su contacto discordante por debajo de la Formación Tíbet. Por otra parte, se observó que están intruidaspor el Stock de Chuscales, que según dataciones radiométricas obtenidas por el método Rb/Sr, indican una edad 471 + 22 Ma reportadas por Ulloa & Rodríguez (1982); las anteriores elaciones permiten inferir que las Cuarcitas y Filitas de Chuscales sufrieron metamorfismo regional probablemente en el Neoproterozoico.

2.1.4 Formación Cataclastitas de Soapaga (D?cs)Se emplea el nombre de Cataclastitas de Soapaga para designar un conjunto de granitos brechados que afloran en una franja de 5 km de largo por 1 a 2 km de ancho, por la carretera Belén - Paz de Río (Plancha 172, A5 y A6). Las rocas de esta unidad, macroscópicamente, son de tonos verdes, lustrosas e intensamente fracturadas; en algunos afloramientos presentan textura néisica, cataclástica, brechoide y milonítica, romboclivaje, intercrecimientos de clorita ybiotita, cristales rotados, doblados y microfallas con desplazamiento variable. En algunos sectores, las cataclastitas parecen estar intruidas por granitos. La composición de esta unidad, con base en el análisis petrográfico de ocho secciones delgadas, corresponde a granito ogranodiorita, con cuarzo, albita, ortoclasa (con texturas pertíticas), microclina y minerales dealteración de clorita (a partir de biotita), moscovita y sericita, principalmente (Tabla 2 y Figura 4). Otros sectores de la formación incluyen rocas metasedimentarias. Las cataclastitas se observan cabalgando a la parte superior de la Formación Concentración y cubiertas de forma discordante por los conglomerados de la Formación Girón. La edad de este conjunto es desconocida, solamente se propone que fue afectada por metamorfismo dinámico antes del Jurásico, probablemente en el Devónico.

2.2 ROCAS ÍGNEASEn el área de La Floresta - Otengá – Belén afloran rocas intrusivas de composición cuarzo sienítica, granítica y granodiorítica, cuyas edades varían desde el Ordovícico hasta el Triásico - Jurásico y corresponden a los cuerpos de las estribaciones más meridionales del Macizo de Santander. Allí se diferenciaron cuatro cuerpos, que corresponden a la Cuarzomonzonita de Santa Rosita, el Stock de Chuscales, el Stock de Otengá y el Intrusito de Aguachica.

2.2.1 Cuarzomonzonita de Santa Rosita (O?cs)El nombre Cuarzomonzonita de Santa Rosita fue propuesto por Vargas et al. (1981), paradesignar un cuerpo intrusivo de 30 km de largo y 4 km de ancho promedio, que aflora en laparte sur occidental del Cuadrángulo I-13 San Gil. Es probable que el nombre de la unidadsea tomado del sitio de Santa Rosita, sobre la carretera de Onzaga, en donde se expone elintrusivo. De acuerdo con la clasificación de Travis (1955), la unidad está en el rango de lacuarzomonzonita, con variaciones locales a granito y granodiorita. En el área norte de laPlancha 172 Paz de Río (A2, A3, A4, B2 y B3), el intrusivo tiene una extensión de 12 km delargo por 4 km de ancho y se caracteriza por presentar una morfología de colinas suaves.En general, este cuerpo intrusivo se observó muy alterado y da coloraciones con tonalidades rojizas a pardo amarillentas; en roca fresca es de color rosado, fanerítica, de grano grueso; en sección delgada presenta textura hipidiomórfica granular, compuesta por cuarzo con extinción ondulatoria, plagioclasa alterada a sericita y moscovita incolora. La composición del intrusivo, basado en análisis de secciones delgadas (IGM 654430 y 120768), la ubica en el rango de granito según la clasificación de Streckeisen, (1973) (Tabla 3 y Figura 5). Análisis de muestras y secciones delgadas (IGM 38547) colectada por Sotelo (1997) permitieron identificar texturasantirrapakivi (X= 1’180.250 y Y= 1’143.675). Este cuerpo intrusivo está cubierto discordantemente por las areniscas conglomeráticas de la Formación Tíbet y por la Formación Floresta en el Cerro Cabezón (B2) y los conglomerados basales de la Formación Tibasosa (A2 y A3). La edad del intrusivo, de acuerdo con Carlos Ulloa y Alfonso Arias (comunicación personal), es ordovícica temprana hasta mediados del Devónico, teniendo en cuenta las edades radiométricas obtenidas en dos muestras tomadas en la Plancha 152 Soatá, y analizadas en el Centro de Investigaciones Cronológicas de la Universidad de Sao Paulo (IGM 120763 y 120760) dentro del Proyecto 120 del Programa Internacional de Correlación Geológica (PICG), Magmatismo de Los Andes; las edades Rb/Sr fueron de 394 + 23 Ma (coordenadas X=1’184.000 y Y=1’144.200) y 546 + 48 Ma (coordenadas X= 1’162.750 y Y= 1’137.050), respectivamente. Restrepo (comunicación verbal) considera una edad para la Cuarzomonzonita de Santa Rosita de 471+7 Ma basado en análisis isotópicos realizados a una muestra localizada en el río Pargua, en la localidad donde Ulloa había recolectado muestras para datar la unidadPor su edad, la intrusión pudo estar relacionada con la Orogenia Caparonensis, en la cual se desarrollaron eventos de metamorfismo regional, producto de la colisión de Laurentia bajo Amazonia. Rocas de edades similares emplazadas durante este evento tectónico son el llamado Ortoneis de Santander, edad Rb/Sr de 450+80 Ma, en la zona de Bucaramanga (INGEOMINAS, 1997), la metadiorita hornbléndica (edades K/Ar de 413+30 Ma) al oeste de la Falla Santa Marta - Bucaramanga (Norte de Santander), las pegmatitas en el Neis de Bucaramanga aloriente de Chitagá (edades K/Ar entre 457+13 y 432+8 Ma) (Goldsmith et al., 1971), el Stockde Chuscales y, probablemente, el Stock de Otengá.

2.2.2 Stock de Chuscales (pDsch)Ulloa & Rodríguez (1982) utilizaron el término Stock de Chuscales para designar un cuerpointrusivo pequeño que aflora en un área aproximada de 0,24 km2. Toma su nombre de la margen norte de la quebrada Chuscales (3D). Se caracteriza por presentar una morfología de lomas alargadas, que contrasta con la morfología de colinas suaves de las rocas metamórficas que la circundan. El nombre de Stock de Chuscales se extiende en el presente trabajo al intrusivo que aflora más al norte en un área de aproximadamente 10 km2, al oeste de la Inspección de Policía de Otengá, en las quebradas Las Puentes y Otengá (C3 y D3); esta franja fue considerada anteriormente la parte occidental del Batolito de Otenga, término propuesto por Ulloa &

Rodríguez (1982). Se separa el Stock de Chuscales del Stock de Otengá en este trabajo, debido a las diferencias de composición, relaciones con las unidades adyacentes, orientación y características petrográficas que permiten diferenciarlo de la faja oriental (Stock de Otengá).El Stock de Chuscales alterado da coloraciones pardo amarillentas y en estado fresco, colorblanco a blanco rosado y textura fanerítica, de grano grueso. Al sur, hacia la parte centralde este cuerpo intrusivo y en su borde occidental, en contacto con las metamorfitas,el stock presenta orientación, que da una apariencia néisica. La roca al microscopiopresenta una textura hipidiomórfica, granular de tamaño medio: el cuarzo se presenta enmosaicos con extinción ondulatoria, inclusiones fluidas e inclusiones microcristalinas de rutilo? distribuidas al azar; la ortoclasa tiene inversión a microclina y está ligeramente caolinitizada; la plagioclasa en cristales anhedrales y subhedrales presenta desarrollo de textura mirmequítica ysericitización; la biotita es pleocroica parda parcialmente cloritizada, contiene inclusionesde circón; y los accesorios principales son circón y apatito. Al oeste de Otengá, este intrusivo alterado forma profundas cárcavas en varios sectores y en roca fresca es de color blanco-verdoso a grisáceo y rosado a rosado verdoso, de textura fanerítica, hipidiomórfica, de grano grueso, y localmente porfirítica. La composición del Stock de Chuscales, de acuerdo con el porcentaje de cuarzo, ortoclasa y plagioclasa en dos muestras (IGM 120768 y 37451, Tabla 3), es claramente granítica y se halla intruyendo a las Cuarcitas y Filitas de Chuscales al sur (D2 y D3) y al miembro Esquistos de Otengá en el camino Otengá – Las Puentes (C3); el stock infrayace de manera discordante a las arenitas conglomeráticas de la Formación Tíbet en el área de Chuscales al sur y en la carretera Floresta - Otenga, abajo de la Loma La Mesa. Análisis petrográficos realizados sobre muestras del Stock de Chuscales (secciones IGM , 38448 y 38034) revelan una generación de ortoclasa, ausencia de microclina y biotita, además de la ausencia de orientación, al norte, pero evidente al sur (sección IGM 37451). La edad del stock, con base en la determinación radiométrica convencional R/Sr, es de 471+22 Ma, indica que suemplazamiento pudo ocurrir a mediados o finales del Ordovícico, según Ulloa & Rodríguez (1982). El Stock de Chuscales probablemente corresponde a un evento magmático ordovícico, asociado a la Orogenia Caparonensis, ya que infrayace a la Formación Tíbet de manera discordante, e intruye y presenta xenolitos de metamorfitas de probable edad preordovícica. Estas relaciones de edad permiten incluir al Stock de Chuscales dentro del evento magmático que originó el intrusivo de Santa Rosita durante el Ordovícico y que a su vez sirvió de fuente alas areniscas arcósicas de la Formación Tíbet a mediados del Devónico.

2.2.3 Stock de Otengá (pD?so)Se propone el nombre Stock de Otengá para designar rocas graníticas que afloran al oriente de la Inspección de Policía de Otengá, en cercanías de la confluencia de la quebrada Otengá con la quebrada Soiquía. Originalmente, el Stock de Otengá fue incluido como parte de una unidad denominada Batolito de Otengá por Ulloa & Rodríguez (1982), conformado por dos cuerpos que afectaban a la secuencia metamórfica y sedimentaria del Paleozoico. Se separó la franja oriental del Batolito de Otengá de Ulloa & Rodríguez (1982), la que se redefinió como Stock de Otengá, debido a las diferencias en composición, la extensión geográfica (menos de los 100 km2), las relaciones con las unidades adyacentes, la orientación hacia el oriente y las características petrográficas que permiten diferenciarlo de la faja occidental, que en estetrabajo se denomina Stock de Chuscales. Se propone conservar el nombre, debido a que elstock se encuentra atravesado por la quebrada Otengá. El Stock de Otengá se encuentra muy alterado, con desarrollo de suelos de color pardo a rojizo amarillento y profundas cárcavas en varios sectores. El intrusivo, en roca fresca, es de color blanco verdoso a grisáceo y rosado a rosado verdoso, de textura fanerítica, hipidiomórfica, de grano grueso, localmente porfirítica. Sucomposición varía desde cuarzosienita, granito a granodiorita, tal como se puede apreciar enla Tabla 4 y en la Figura 5. Se presenta cuarzo con extinción ondulatoria a normal, ortoclasa,microclina pertítica y plagioclasa de composición albita; la biotita está ausente (parte oriental) o en proporciones no mayores al 10%, generalmente cloritizada. Como minerales de alteración presenta caolín, sericita y moscovita; como minerales accesorios circón, apatito, esfena y pirita. La presencia de ortoclasa que rodea microclina, o que involucra texturas mirmequíticas, y plagioclasa sericitizada, indican un proceso de feldespatización potásica (ortoclasa) en una

roca granítica.El Stock de Otengá se observó intruyendo a la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá, enel área de la carretera Corrales - Otengá (D4), en la quebrada Cusagota (D3 y D4). En los alrededores de la quebrada Duga (B4 y C4), la Formación Cuche se halla en contacto conel intrusivo, sin embargo, esta relación no fue posible determinarla por encontrarse estelímite cubierto por derrubio. En los cerros El Chulo, El Morro y Duga, la Formación Girónreposa discordantemente sobre el intrusivo y contiene clastos de granito. El Stock de Otengá causó metamorfismo de contacto en la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá, lo que se evidencia en la aureola de contacto marcada por la aparición de cordierita (y algunas veces andalucita) en una franja de 2 km, en promedio, alrededor del stock, en su parte occidental. Un cinturón de metamorfismo de contacto tan amplio indica que las rocas de la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá fueron afectadas térmicamente a gran profundidad. Además, el stock rodea al Neis de Buntia, con importante orientación de minerales en la periferia del xenolito,orientación que disminuye hacia el occidente, cuando se encuentra en contacto con la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá. Es probable que en el proceso de migmatizacióndel Neis de Buntia, el Stock de Otengá haya asimilado parte del neis y preservado otra parte en su núcleo a modo de xenolito. Además, como se describió en el Neis de Buntia, se presentan dos generaciones de ortoclasa, posiblemente por feldespatización potásica. Este fenómeno indica que el Stock de Otengá aportó la parte granítica del Neis de Buntia y un evento magmático posterior enriqueció al stock y al neis con feldespato potásico. La edad del Stock de Otengá se infiere de las relaciones que guarda con la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá y con el Neis de Buntia; es correlacionable con la Cuarzomonzonita de Santa Rosita y el Stockde Chuscales. El encontrar fragmentos del stock en la Formación Girón y el haber necesitado emplazarse a gran profundidad para poder desarrollar la aureola cordierítica en la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá, indican que el emplazamiento del stock debió ocurrir previo al levantamiento y a la exposición de la Formación Filitas y Esquistos de Busbanzá, levantamiento que ocurrió a principios del Devónico, ya que la Formación Tíbet reposa discordantementesobre las metamorfitas. Además, la Formación Tíbet contiene fragmentos del stock, lo queconfirma que el Stock de Otengá se emplazó antes del Devónico (Ordovícico?), y fueemergido probablemente durante el Silúrico y sirvió como fuente de aporte de la FormaciónTíbet a mediados del Devónico. Este stock pudo emplazarse sin o post Orogenia Caparonensis. Posteriormente fue afectado por el evento magmático del Triásico - Jurásico, evento reconocido por las edades radiométricas K/Ar, de cuerpos intrusivos de Santander, tales como el Batolito de Santa Bárbara, Cuarzomonzonita de La Córcava y Granito de Pescadero, según Ward et al.(1973).

2.2.4 Intrusivo de Aguachica (TrJ?ia)Gloria Rodríguez y Eduardo López proponen en este trabajo el nombre informal de Intrusivode Aguachica para designar rocas graníticas que afloran en un área de aproximadamente0,6 km2, ubicado al sur de la quebrada Otengá; este intrusivo contiene varios xenolitosconformados algunos por metaarenitas de grano fino probablemente de la Formación Tíbet (muestra IGM 38447). Este cuerpo está ubicado al suroeste de la Inspección de Policía de Otengá al norte de la quebrada La Paja, entre las quebradas Aguachica y Otengá. La composición del intrusivo es también granítica y presenta características semejantes de color, alteración y composición a las rocas del Stock de Chuscales en las cuales están emplazadas. La edad del Intrusivo de Aguachica, basado en la relación que guarda con la Formación Tíbet, podría considerarse del Triásico o Jurásico.

2.3 ROCAS SEDIMENTARIASLas rocas sedimentarias afloran aproximadamente en el 80% de la Plancha 172 Paz de Río. La edad de estas rocas abarca desde el Devónico al Reciente. Para la descripción de estas unidades se emplea la nomenclatura de las áreas de La Floresta - Arcabuco para las rocas anteriores al Cretácico; Farallones - Sabana de Bogotá y Santanderes para las rocas con edad cretácica y de Paz de Río para las unidades litoestratigráficas pertenecientes al Paleógeno y Neógeno.Las unidades litoestratigráficas de las áreas de La Floresta - Arcabuco oscilan en un rango de

edades, desde finales del Paleozoico (formaciones Tíbet, Floresta y Cuche) hasta finales del Jurásico (formaciones Montebel, La Rusia y Girón). Las rocas cretácicas que constituyen las unidades litoestratigráficas pertenecientes a la nomenclatura de Los Farallones de Medina - Sabana de Bogotá y Santanderes, tienen edades comprendidas desde el Berriasiano al aestrichtiano (formaciones Lutitas de Macanal, Areniscas de Las Juntas, Fómeque, Une, Chipaque, La Luna, Guadalupe y Guaduas). En lo que respecta a las unidades litoestratigráficas del área de Paz de Río, ellas abarcan edades comprendidas desde el Paleoceno al Oligoceno(formaciones Areniscas de Socha, Arcillas de Socha, Picacho y Concentración).

2.3.1 Formación Tíbet (Dt)El término Tíbet se debe a Cediel (1969), quien lo utilizó bajo la denominación de MiembroTíbet, para designar la parte basal arenosa de la Formación Floresta, que está constituida poruna sucesión de areniscas, localmente conglomeráticas, que aflora en el cerro del Tíbet y en cercanías de La Floresta, con espesores variables, entre 700 y 30 m. Posteriormente, Vargas et al. (1981) emplearon este mismo término con la categoría de miembro, y denominaron así a un conjunto de conglomerados y areniscas, con intercalaciones de lodolitas amarillentas y rojizas, con un espesor total hasta de 2.500 m, que reposan sobre rocas metamórficas y están cubiertas de manera transicional por el Miembro Arcilloso de la Formación Floresta en el área del Cuadrángulo I-13 Málaga. Mojica & Villarroel (1984) elevaron este término al rango de ormación, teniendo en cuenta que la unidad es cartografiable, a escala 1:25.000, por una extensa área. La Formación Tíbet, en la Plancha 172 Paz de Río, aflora en extensas áreas, en sectores de la carretera Belén - Paz de Río (A3, A4, B3 y B4), en el cerro del Tíbet (C2, D2) y al occidente de Otengá (C3, C4 y D3), donde alcanza espesores de más de 700 m. Igualmente, afloraen pequeños sectores, en la quebrada Chuscales y suroriente de La Floresta, con espesores que varían entre 10 y 30 m (Figura 3), y en bloques fallados, al occidente y noroccidente de Tobasía (D1 y D2). En el sector de la carretera Belén - Paz de Río y río Pargua, la Formación Tíbet aflora con una expresión morfológica escarpada; está constituida por una sucesión de capas deconglomerados y arenitas, con un espesor superior a los 700 m. La parte inferior de estaunidad está conformada por conglomerados, con guijos de cuarzo y arenitas cuarzosas,feldespáticas, de colores blancos a blancos rosados, en capas gruesas a muy gruesas, conestratificación plana no paralela, a ondulosa no paralela, e intercalaciones esporádicas delimolitas rojas; sus partes media y superior están constituidas por arenitas cuarzosas,feldespáticas y conglomerados, con guijos de cuarzo, en capas muy gruesas, en las cualeses muy difícil distinguir los planos de estratificación. En el sector del cerro del Tíbet, esta unidad litoestratigráfica aflora y hace parte de una estructura anticlinal alargada y estrecha, y dauna expresión morfológica abrupta. Su espesor puede ser mayor de 400 m, cálculo que seobtuvo con base en los cortes geológicos (sobre la margen occidental de la quebrada ChorroColorado), teniendo en cuenta que este espesor puede variar lateralmente, ya que se presentaafectado por rocas ígneas que pudieran ser asociadas al Intrusito de Aguachica. Por afloramientos aislados, la Formación Tíbet, en este sector, está compuesta por una sucesiónde capas de arenitas cuarzo feldespáticas, con niveles irregulares de conglomerados, conguijos de cuarzo, estratificados, en capas gruesas a muy gruesas. Al occidente de Otengá, la Formación Tíbet aflora en una franja de unos 30 km de largo por 200 a 600 m de ancho, y da una expresión morfológica escarpada, con cañones angostos en las quebradas Chorro Colorado, Las Puentes y Canoas. En este sector, la Formación Tíbet se observa reposando discordantemente sobre metamorfitas, como se aprecia en el camino de Otengá al Alto del Piojo, a una altura de 2.960 m, y se halla cortada por rocas graníticas, probablemente asociadas al Intrusito de Aguachica, en las quebradas Las Puentes, Canoas y Chorro Colorado. Al occidente de Otengá, la base de la Formación Tíbet está constituida por conglomerados con guijos y gránulos de cuarcitas, cuarzo rosado y negro, en una matriz arenosa, en capas gruesas a muy gruesas, que alternan con arenitas blancas cuarzosas, con lentejones de conglomerados.La parte media de la unidad se compone de niveles de limolitas rojas, con intercalacionesde arenitas blancas a blancas rosadas, que incluyen láminas y lentejones de conglomerados de guijos y gránulos de cuarzo, en capas gruesas a delgadas. Su espesor en este sector oscila entre

420 m y 450 m. En la quebrada Chuscales y al suroriente de La Floresta, la Formación Tíbet se observa reposando de manera discordante sobre metamorfitas. Está compuesta por arenitas yconglomerados de gránulos de cuarzo, en capas gruesas a medias, con delgadas intercalaciones de limolitas amarillentas, con espesores variables entre 10 y 30 m. Las secciones delgadas estudiadas de la Formación Tíbet indican que sus principales componentes son cuarzo, fragmentos de rocas y minerales arcillosos, y, en menor proporción, moscovita, circón, plagioclasa, feldespato potásico y óxidos de hierro. Los fragmentos de rocas son principalmente arenitas y chert, cuarcitas, esquistos de las rocas metamórficas y fragmentos de rocas ígneas (tablas 5, 6 y 7). Las arenitas de la Formación Tíbet, de acuerdo con la clasificación de Pettijohn (1975), varían desde arenitas guijosas lodosas a arenitas conglomeráticas con gránulos, arenitasgruesas guijosas, subarcosas a arenitas líticas. La Formación Tíbet se observa reposando discordantemente sobre las metamorfitas en varias localidades y se halla cubierta de maneraconcordante por limolitas de la Formación Floresta. La edad de la Formación Tíbet es considerada de finales del Devónico inicial, según Barret (1983). Teniendo en cuenta que la Formación Tíbet alcanza espesores que varían entre más de 700 m y 10 m, que en la parte basal ocurren capas rojas y que en algunas localidades es puntualmente granodecreciente, se puedeinferir que sus sedimentos fueron depositados en un ambiente fluvial sobre una paleotopografía abrupta.2.3.2 Formación Floresta (Df)El término Floresta fue utilizado por Olsson & Caster (1937), bajo la denominación de Seriesdel Floresta para designar la secuencia comprendida entre las unidades metamórficas y el Grupo Girón. Posteriormente, Botero (1950, p. 258) ascendió el término al rango de formación, para representar tres conjuntos sedimentarios: el inferior, areno conglomerático de 30 m de espesor; el intermedio, arcillolítico, de tonos amarillentos a morados, con un espesor de 530 m, y elsuperior, arenoso, de 150 m de espesor. Esta unidad reposa de manera discordante sobrerocas metamórficas o concordantemente sobre la Formación Tíbet. Su límite superior con laFormación Cuche es localmente discordante, según Botero (1950). Cediel (1969) denominó como Miembro Floresta a una sucesión que descansa concordantemente sobre el Miembro Tíbet y está cubierta en forma concordante y transicional por la Formación Cuche, y considera un espesor variable entre 40 y 400 m. Mojica & Villarroel (1984) utilizan el término Formación Floresta, para designar la sucesión que descansa concordantemente sobre la Formación Tíbet y se ve cubierta de manera transicional por la Formación Cuche, con un espesor aproximado de 500 m. Al correlacionar las columnas estratigráficas levantadas por los diferentes autoresmencionados (Figura 6), se observa que el límite interpretado entre las formaciones Floresta y Cuche no coincide; por esta razón, en el presente trabajo se levantaron columnas estratigráficas de la Formación Floresta y se hicieron observaciones de las formaciones que la cubren y sobre las que descansa, con el fin de definir claramente este contacto. Las observaciones permitieron determinar que el límite Floresta - Cuche coincide morfológicamente con el trazado por Cediel(1969). La Formación Floresta, en la Plancha 172 Paz de Río, aflora en un área aproximada de 60 km2, y se encuentra por sectores muy plegada y afectada por fallas. En el sector del anticlinalde Busbanzá y por la quebrada Potreros Rincón (E2), la unidad alcanza un espesor de 520 m (Figura 6).En este sector, la formación está compuesta por una sucesión de arcillolitas de tono amarillento, con intercalaciones de limonitas amarillentas y arenitas arcillosas, porosas, depocos metros de espesor, que gradan hacia la parte superior a niveles de arcillolitas físiles,de color negro. El contacto inferior con la Formación Tíbet se observó concordante y neto; el límite superior con la Formación Cuche es transicional y se ubicó al tope de las arcillolitas negras y amarillentas de la Formación Floresta y a la base de las limonitas micáceas, de colores rojo morado a amarillento de la Formación Cuche. En el área del Anticlinal de Parquita (A5) semidieron 315 m (Figura 7) de arcillolitas de tonos amarillentos, con intercalaciones de limolitas amarillentas y arenitas arcillosas; en esta localidad no se observaron las arcillositas negras de la parte superior de la formación. Al oriente de la población de Cerinza (B2, C2), se observaron afloramientos aislados de la Formación Floresta, constituidos por una sucesión de arcillolitas, con espesor aproximado de 500 m, que reposan concordantemente sobre la Formación Tíbet.

En el área de la quebrada Chuscales - Alto del Piojo, a unos 50 m a partir de la base de Formación Floresta, se encontró una sucesión de capas de arenita, de grano medio a grueso,con lentejones de guijos de cuarzo lechoso y un espesor que oscila entre 12 y 20 m; estasecuencia es muy parecida a la de la Formación Tíbet, que aflora en los alrededores de Floresta. En los afloramientos expuestos en la carretera Busbanzá - Corrales (E3), la Formación Floresta descansa concordantemente sobre la Formación Tíbet y está cubierta discordantemente por laFormación Girón; su espesor aproximado en esta localidad es de unos 100 m. En la Formación Floresta se encontraron varios niveles fosilíferos, constituidos, principalmente, por braquiópodos, briozoos, crinoideos y trilobites, los cuales no fueron estudiados en el presente trabajo. Por esta razón, la edad de la formación es considerada a partir de los trabajos efectuados por Caster (1939), Royo y Gómez (1942) y Morales (1965), quienes determinaron para la Formación Floresta, una edad devónica medio. Barret (1983, p.53), basado en la afinidad dela fauna identificada en la Formación Floresta con la de Venezuela, le asigna una edad definales del Devónico inicial hasta inicios del Devónico medio (Emsiano - Eifeliano), lo cualconcuerda con los estudios de Dutro (en Ward et al., 1973, p.431), quien considera que losfósiles del Floresta, de la quebrada Lomera (plancha 109-IV-C, C15), son de finales del Devónico inicial y que la mayoría de las especies identificadas son las mismas descritas por Caster (1939) en el área de La Floresta. Se considera que los sedimentos de la Formación Floresta se depositaron en un ambiente marino somero.

2.3.3 Formación Cuche (Cc)El nombre y rango de la unidad litoestratigráfica Formación Cuche se debe a Botero (1950), con el cual se designa a una sucesión de capas de arcillolitas de colores blanco amarillento y morado que se encuentran reposando unas veces concordantemente y otras discordantemente sobre la Formación Floresta; están cubiertas de forma discordante por la Formación Girón, y alcanzan espesores entre 300 y 400 m. Este mismo autor, basado en una columna estratigráfica generalizada, marca el contacto entre las formaciones Floresta y Cuche, en el tope de un conjunto arenoso de 200 m de espesor; sin embargo, él considera este límite como transicional y lo coloca donde se presenta un mayor predominio de arcillositas de colores morado y blanco amarillento. En el área de la Plancha 172 Paz de Río, la Formación Cuche cubre un área aproximada de 36 km2 y se presenta en tres franjas. La primera franja aflora al sur occidente deFloresta (E1, E2, F1, F2), y es la más extensa y de mayor espesor. La segunda franja ocurreal occidente de la Floresta, y se presenta en contacto fallado con la Formación Floresta (D1, D2). La tercera franja aflora por la carretera Belén - Paz de Río (A5). En el sector al sur de La Floresta, la Formación Cuche se observó descansando concordantemente sobre la Formación Floresta (E1, E2, F2, F3) y cubierta de forma discordante por la Formación Girón. En este sector se midió una columna estratigráfica en la margen izquierda de la quebrada Potreros Rincón (Figura 6, Figura 8); se hicieron, igualmente, observaciones de afloramientos aislados por la carretera que conduce de Cuche a Belencito. En la quebrada Potreros Rincón (E2), sedistinguieron tres conjuntos en la Formación Cuche que suman un espesor total en esta localidad, sin observar su techo, de 669,46 m (Figura 8). El conjunto basal tiene un espesorde 223,25 m, compuesto en su base por limolitas micáceas, de colores grises a grises amarillentos, cuando la meteorización no es muy intensa, y tonos rojo a rojo amarillento, cuando están intensamente meteorizadas. Se presentan intercalaciones de arcillolitasarenosas, rojizas, y esporádicas capas de arenitas arcillosas, grises amarillentas, encapas delgadas. El límite inferior con la Formación Floresta es concordante y se marcóal tope de una sucesión de arcillolitas grises y amarillentas, pertenecientes a la FormaciónFloresta y a la base de los primeros paquetes de limolitas micáceas correspondientes a laFormación Cuche. El conjunto medio está conformado por tres paquetes rocosos que suman 175,25 m de espesor. El paquete basal expone una sucesión de capas de cuarzoarenitas de grano fino grises amarillentas a rojizas, con cemento silíceo, en capas de espesor medio a grueso,estratificación plano paralela y ondulosa no paralela, con un espesor de 15,60 m. Inmediatamente sobre el paquete anterior, le siguen 31 m de limolitas rojizas, en capas muydelgadas. De manera concordante y sobre el paquete anterior, se observa una sucesión de110,40 m de espesor, compuesta por arenitas finas de cuarzo, micáceas, grises amarillentas

a rojizas, cemento silíceo, en capas delgadas, con estratificación plano paralela a no paralelay ondulosa, con intercalaciones de limolitas y arcillolitas amarillentas a rojizas, micáceas, encapas muy delgadas. El conjunto superior de la secuencia medida alcanza un espesor de270,96 m. La base se compone por una sucesión de arcillolitas y limolitas rojizas, micáceas, que incluyen delgadas intercalaciones de arenitas arcillosas, con un espesor de 49,2 m. La parte media y superior de este conjunto está compuesta por cuarzoarenitas de grano fino, en capas medias, con colores que varían desde grises claros a grises amarillentos, cemento silíceo yferruginoso. En el sitio denominado Punta Larga, carretera a Sogamoso, se midieron 42,20 m de espesor (Figura 8) de una secuencia correspondiente a la parte más superior de la Formación Cuche, la cual está constituida, principalmente, por arenita arcillosa, gris clara a blanca y grisamarillenta, en capas delgadas y medias, con intercalaciones de arcillolitas y limolitas, grisesclaras, en capas delgadas. Los conjuntos litológicos mencionados anteriormente fueron cartografiados a escala 1:25.000, y se observan claramente por la carretera Cuche - Loma Larga - Belencito. Por encima de la última sucesión, medida en la quebrada Potreros Rincón, aflora una secuencia de por lo menos 200 m de espesor, compuesta por limolitas rojizas, cubiertas poruna sucesión de arenitas, que alcanza un espesor variable entre 40 y 60 m, que gradan a una sucesión de limolitas rojizas, con espesores que oscilan entre 30 y 40 m. Basados en estas observaciones, se considera que la Formación Cuche, en la quebrada Potreros Rincón - Loma Larga, debe alcanzar un espesor de unos 900 m. El contacto superior con la Formación Girón es discordante angular en la quebrada Nobsa y paraconforme en la quebrada Las Pilas. Por la carretera Tobasía - Santa Rosa, en la margen izquierda de la quebrada El Chorro, la Formación Cuche se halla en contacto fallado con las formaciones Floresta y Tíbet.Allí se distinguieron tres conjuntos: uno inferior, compuesto por limolitas rojizas; uno intermedio de arenitas, y el superior constituido por limolitas moradas. Estos conjuntos pueden corresponder a parte del conjunto superior que aflora en la quebrada Potreros Rincón. En el sector de la carretera Belén - Paz de Río, al oriente del río Pargua, se midió una columnaestratigráfica de la Formación Cuche, la cual está constituida, principalmente, por una sucesión de capas de limolitas arenosas, moradas, micáceas, con intercalaciones de arenita, de grano fino, grises y moradas, matriz arcillosa, en capas delgadas a gruesas, de 0,10 a 0,70 m de espesor. Para la Formación Cuche, en esta localidad se midió un espesor de 561m (Figura 9), y se encuentra en paraconformidad con la Formación Girón. En el presente trabajo no se colectaron fósiles en esta unidad litoestratigráfica; sin embargo, en trabajos como el de Botero (1950), se le asigna una edad carbonífera, según la determinación genérica de un pelecípodo mal conservado.Mojica & Villarroel (1984), según la fauna y flora colectada en la quebrada Potreros Rincón, en los conjuntos I y II de los cuatro niveles estratigráficos diferenciados, le asignaron una edad comprendida entre el Devónico medio hasta inicios del Carbonífero. Teniendo en cuenta el contacto concordante entre las formaciones Floresta y Cuche, observado en el área de La Floresta por Cediel (1969), Mojica & Villarroel (1984) y Vargas et al. (1981), en la Plancha 152 Soatá, es lógico pensar que existió un ciclo sedimentario continuo desde la Formación Tíbet a laFormación Cuche, el cual corresponde, probablemente, al intervalo comprendido desde finales del Devónico inicial al Carbonífero, tal como se ha observado en el área de los Farallones de Medina, para el Grupo Farallones.

2.3.4 Formación Montebel (TrJm)El término Montebel fue empleado por primera vez por Trumpy (1943), bajo la denominación de Series de Montebel, para designar la secuencia estratigráfica que aflora en los alrededores de Montebel (carretera Duitama - Charalá). Posteriormente, Hubach (1957b) elevó el término a la categoría de formación, para representar la secuencia sedimentaria de 1.400 m de espesor, queLangenheim (1959) denominó como Girón inferior. Renzoni (1981, p.37) empleó el términoMontebel en la categoría de formación, al describir una columna estratigráfica de 406 mde espesor, medida por el camino de Palermo a Paipa, sobre la vertiente oriental de la quebrada Las Varas. Esta sucesión yace sobre la Formación Palermo, la cual no aflora en el área de la Plancha 172 Paz de Río, y está por debajo de la Formación La Rusia. La Formación Montebel únicamente aflora en el extremo noroccidental del área estudiada, y presenta una morfología escarpada, de colinas altas; su descripción se hace basada en la columna estratigráfica levantada

por la carretera Belén - Alto de Los Colorados (A1). En esta localidad se midieron 690 m (Figura 10), sin observarse la base ni el techo. La unidad está compuesta por una sucesión de limolitas calcáreas, verdosas, que por meteorización dan coloraciones rojizas, con delgadas intercalaciones de arenitas de cuarzo, grises claras, con estratificación plano paralela y calizas micríticas, de colores grises claros, en capas delgadas. De esta unidad litoestratigráfica se estudiaron nueve secciones delgadas (Tabla 8), las cuales muestran que las limolitas (IGM 64564, 19948 y 19947) contienen plagioclasa tipo albita, fragmentos de rocas volcánicas de composición andesítica (IGM 657150) y calcita (IGM 657160-657170-657180 y 19949).Esta composición indica que la zona de aporte no estaba muy lejana, parcialmente conformada por rocas intrusivas y extrusivas, que fueron erodadas y llevadas a zonas de acumulación de baja energía, en las cuales ocurrieron procesos de precipitación química de carbonato de calcio. En el campo, las limolitas de la Formación Montebel se observaron muy fracturadas, con superficiesmuy lustrosas; en algunas secciones delgadas, la clorita y la moscovita de la matriz presentanorientación subparalela, y dan evidencia de metamorfismo dinámico. El límite inferior dela Formación Montebel no se observó. Sin embargo, 10 km al nororiente del área estudiada (152 III-C), Vargas et al. (1981) mencionan que la Formación Montebel yace discordantemente sobre el Miembro Tíbet (Formación Tíbet) y está cortada por rocas volcánicas, principalmente riolitas. La Formación La Rusia descansa paraconformemente sobre la Formación Montebel.La edad de la Formación Montebel, de acuerdo con Trumpy (1943), es de finales del Triásico.Langenheim (1960) basado en datos paleontológicos, la considera “Rético –Liásico”, y Bürgl (1964), desde mediados hasta finales del “Liásico”. Según lo anterior, se puede apreciar que no existe un consenso sobre la edad de esta unidad y, por tal razón, se hace necesario efectuar nuevos estudios paleontológicos con el fin de precisarla.

2.3.5 Formación La Rusia (Jru)Renzoni (1981) propuso el término Formación La Rusia, para designar así a una sucesión compuesta por conglomerados, arenitas y limolitas rojas, que descansa sobre la Formación Montebel y por debajo de la Formación Arcabuco, en el área del páramo de La Rusia, y que alcanza allí espesores que varían entre 682 y 344 m. En el extremo noroccidental de la Plancha 172 Paz de Río, esta unidad litoestratigráfica cubre una superficie aproximada de 10 km2 y hace parte de la región nororiental del Anticlinal de Arcabuco. La Formación La Rusia presenta una morfología escarpada que contrasta con las dos unidades litoestratigráficas cretácicas contiguas que afloran más al oriente. Por la carretera que de Belén conduce al Alto de Los Colorados, se reconoció la parte inferior de la Formación La Rusia, con un espesor de 330 m (Figura 11). Allí está compuesta, en su parte basal, por 20 m de arenitas cuarzo feldespáticas, de grano fino a conglomeráticas, mal seleccionadas, en capas gruesas. Continúa hacia el tope una sucesión de conglomerados de cuarzo, grises amarillentos y rojizos, subredondeados y mal seleccionados, en una matriz arenosa y arenitas de cuarzo, grano grueso a conglomeráticas, grises amarillentasy estratificadas en capas gruesas. La parte superior de esta sección, consta de 110 m de arenitas cuarzo feldespáticas, de grano grueso a conglomerático, grises blanco amarillentas y moradas, en capas delgadas a gruesas, con estratificación cruzada. En esta secuencia estratigráfica no se observa el contacto inferior con la Formación Montebel; sin embargo, en otras localidades dentro de esta área, el límite es paraconforme. La parte media y superior de la Formación LaRusia no se observó. Sin embargo, mediante cortes geológicos, se le estima un espesor de1.200 m; los afloramientos aislados muestran una sucesión compuesta por limolitas rojas,arenitas cuarzo feldespáticas y conglomerados finos. El límite superior con la Formación Arcabuco no aflora en el área, ya que la Falla de Boyacá pone en contacto la Formación LaRusia, unas veces, con las arcillolitas de la Formación Chipaque y, otras, con las cuarzoarenitas de la Formación Une. La composición de la Formación La Rusia, obtenida a partir del análisis petrográfico de muestras, es predominantemente cuarzo y fragmentos de roca (Tabla 9). La edad de esta formación no se ha definido con exactitud; sin embargo, por encontrarse sobre la Formación Montebel y por debajo de la Formación Arcabuco, se sugiere que pudo depositarse a

finales del Jurásico. Las características litológicas de esta unidad, tales como la presencia de conglomerados gruesos a muy gruesos, con estratificación cruzada e intercalaciones de capas rojas, sugieren que su deposición ocurrió en un ambiente continental.

2.3.6. Formación Girón (Jg)Este término Girón fue creado por tener (1892), bajo la denominación de Series del Girón, para designar a una sucesión de areniscas, limolitas rojas y conglomerados, que se hallan expuestas al oeste de Bucaramanga, cuya edad se consideró inicialmente del Cretácico. Actualmente, la denominación original de Hettner incluye las formaciones Bocas, Jordán, Girón y Tambor.Posteriormente, Langenheim (1959) designó como Formación Girón a la secuencia que descansa sobre la Formación Bocas y que está por debajo de la Formación Tambor, y estableció como localidad tipo el cañón del río Lebrija. En la misma localidad, Julivert (1968), Navas (1963) y Cediel (1968) efectuaron trabajos de campo, sobre la secuencia denominada Girón. Cediel (1968) le asigna formalmente el rango de grupo, denomina su parte inferior como Formación Girón y la parte superior, como Formación Los Santos. La Formación Girón, en la Plancha 172 Paz de Río, aflora en dos franjas alargadas localizadas al oriente y al occidente del Macizo de Floresta; la oriental es de 37 km de largo por 2 a 3 km de ancho y otra occidental, de7 km de largo por 0,5 km de ancho. La franja oriental de esta unidad litoestratigráfica presenta una morfología escarpada, que contrasta con la de colinas suaves de la Formación Concentración, en el lado oriental, y colinas onduladas de las formaciones Cuche y Floresta, en el lado occidental. Por el sector de la carretera Belén - Paz de Río, a la Formación Girón se le ha calculado, mediante cortes geológicos, un espesor que varía entre 800 y 1.000 m. Está constituida, en su parte basal, por una sucesión de conglomerados formados por bloques, guijosy guijarros de cuarcitas, arenitas, limonitas moradas y cuarzo, principalmente; localmente, se observaron guijarros de granito, en una matriz arenosa limolítica; la parte media está compuesta por arenitas y conglomerados, y la superior, por una alternancia de arenitas, conglomerados ylimolitas de colores morados, a verde morados. Muestras de arenitas de la parte media a superior (IGM 64536 - 19960 - 19959) de la Formación Girón muestran que el principalcomponente es el cuarzo, el cual varía entre 50 y 80% y, en menor proporción, fragmentosde roca, representados por arenita, arcillolita, chert y en cantidad aun inferior, feldespatopotásico. En el sector nororiental de la población de Nobsa (F2), la Formación Girón se puedesubdividir en tres conjuntos. El inferior, de unos 200 m de espesor, compuesto por arenitasy conglomerados de cuarzo, estos últimos formados por bloques, guijarros y guijos decuarcitas, arenitas y limolitas rojizas, en una matriz arenosa limolítica, de color morado; elintermedio, de 150 m de espesor, constituido por limolitas rojas, con intercalaciones deconglomerados de cuarzo, con guijarros y guijos de cuarcitas y arenitas, en capas muygruesas, de 2 a 3 m de espesor; el conjunto superior alcanza un espesor de 150 m, y estácompuesto por arenitas y conglomerados, de características similares a las del conjuntoinferior, estratificación plana no paralela y entrecruzada. Las secciones delgadas decuatro muestras de arenitas colectadas en la base de la Formación Girón (Tabla 10)muestran que el principal componente es el cuarzo, que varía entre 50 y 70% y, en menorproporción, fragmentos de rocas (cuarcitas, arenitas, limolitas); dos de estas muestras estudiadas contienen una 10% de plagioclasa y otra 20% de microclina. En el sector de la carretera que conduce de Santa Rosa a Tobasía, la Formación Girón aflora en una franja angosta; allí estáconstituida por una sucesión de capas de conglomerados, arenitas y limolitas moradas, con un espesor total de unos 100 m; los conglomerados están formados por guijos y guijarros de cuarcitas y arenitas, así como también bloques de arenitas, en una matriz areno arcillosa. La Formación Girón descansa discordantemente sobre el Stock de Otengá (B4 y C4), sobre la Formación Cataclastitas de Soapaga (A5 y A6) y sobre la Formación Cuche (E1 y F1). Por la vía que conduce de Nobsa a Floresta y que pasa por Corrales, se observa a la Formación Tibasosa que descansa discordantemente sobre la Formación Girón, relación que se mantiene en el área de la Plancha 172 Paz de Río. La discordancia permite colocar en contacto a la Formación Tibasosa con segmentos cada vez más inferiores de la Formación Girón de oriente aoccidente. Teniendo en cuenta la posición estratigráfica de la Formación Girón, que descansa sobre la Formación Cuche y está cubierta por la Formación Tibasosa, su edad se considera

jurásica, correlacionable con la secuencia denominada Girón, en el área de Santander, según Rabe (1977), como de finales del Jurásico, y según Pons (1982), de finales del Jurásico aprincipios del Cretácico. Según las características litológicas que presenta la Formación Girón en el área de la Plancha 172 Paz de Río, se puede inferir un ambiente de alta energía, en donde el agente de transporte permitió el redondeamiento de los cantos y su soporte en una matriz areno limosa roja, condiciones posibles en zonas de depósito adyacentes a abanicos de piedemonte. La secuencia denominada Formación Girón en el área de La Floresta difiereconsiderablemente en espesor y litología en relación con el Girón descrito por Cediel (1968), en el cañón del río Lebrija, donde presenta un espesor de 4.655 m, descansa discordantemente sobre la Formación Bocas (Jurásico Inferior), mientras la Formación Los Santos de edad cretácica temprana se encuentra sobre ella. En esta localidad, la unidad está compuesta, principalmente, por arenitas, limolitas, y, en menor proporción, por conglomerados con guijos.Lo expuesto anteriormente lleva a plantear la posibilidad de que se esté utilizando el términoGirón para unidades del Jurásico Superior, correspondientes a áreas separadas por pilarestectónicos y en donde las zonas de aporte son muy diferentes, así como también su ambientede depósito. Por tal razón, en el presente informe se utiliza el término de Formación Girón, pero con ciertas reservas, hasta cuando estudios detallados, permitan determinar su edad con precisión, así como su ambiente de depósito y las áreas de aportes, e indiquen si se trata de las mismas unidades litoestratigráficas o si son completamente diferentes.

2.3.7 Grupo CáquezaHubach (1945a y 1957b) denominó Grupo Cáqueza a una sucesión estratigráfica, que aflora por la carretera entre Puente de Cáqueza y la población de Quetame. Hubach (1957a y 1957b) agrupó y describió esta unidad en tres conjuntos: el inferior conformado por los Esquistos de áname, Pizarras de La Culebra y un nivel de arenisca; uno intermedio indenominado, y uno superior, correspondiente a la Arenisca de Cáqueza. Renzoni (1968) dividió este grupo en cincoconjuntos litoestratigráficos. Tres constituyen la parte basal (Kc3-5) y fueron denominadosConglomerado Basal, Arcillas Intermedias y Conglomerado Superior; los otros dos conjuntos conforman la parte media (Kc2) y superior (Kc1), y este último conjunto se denomina Formación Alto de Cáqueza. Ulloa & Rodríguez (1979a) dividieron el Grupo Cáqueza en tres unidades litoestratigráficas, denominadas, de más antigua a joven, Formación Calizas del Guavio, Formación Lutitas de Macanal y Formación Areniscas de Las Juntas; a su vez, subdividieron esta última formación en tres miembros, Arenisca de El Volador, Lutitas Intermedias y Arenisca de Almeida. El Grupo Cáqueza, en el área estudiada, está representada por las formaciones Lutitas de Macanal y Arenisca de Las Juntas, las cuales afloran en el extremo sur oriental de la Plancha 172 Paz de Río. 2.3.7.1 Formación Lutitas de Macanal (Kilm) El término Formación Lutitas de Macanal fue propuesto por Ulloa & Rodríguez (1979a) para designar una sucesión de capas de lutitas negras, con intercalaciones esporádicas de calizas, areniscas y bolsones de yeso, que aflora en el río Batá, entre las quebradas El Volador y La Esmeralda (Cuadrángulo K12 Guateque), por debajo de la Formación Areniscas de Las Juntas.En el área estudiada, la Formación Lutitas de Macanal aflora hacia el sector sureste, y forma el núcleo de las estructuras anticlinales Cravo Sur y La Horqueta. Está constituida, principalmente, por una sucesión de capas de lutitas negras, piritosas, ligeramente calcáreas, con nódulos alargados, generalmente arenosos y orientados en forma paralela a la estratificación, con intercalaciones de arenitas finas de cuarzo, grises oscuras, cemento silíceo, en capas medias a gruesas. Su espesor no se midió en la Plancha 172 Paz de Río, sin embargo, se le asigna un espesor de 2.935 m en el Cuadrángulo K-12 Guateque. El contacto inferior de esta unidadlitoestratigráfica no se observa en el área, mientras la suprayacente Formación Areniscasde Las Juntas reposa de manera concordante. En esta secuencia estratigráfica se han reportado faunas que abarcan desde el Titoniano hasta el Valanginiano en la región del Cocuy según fósiles analizados por Bürgl (1959b), mientras hacia el suroriente, en el Cuadrángulo K-12 Guateque, se colectaron muestras fósiles que indican una edad probable de Berriasiano - Valanginiano. Esta unidad es correlacionable con los conjuntos inferior y medio de Hubach (1957b) y con la parte media (Kc2) de Renzoni (1968). Como probable ambiente de

sedimentación para esta unidad se considera marino de aguas someras, en una cuenca restringida. 2.3.7.2. Formación Areniscas de Las Juntas (Kiaj)El término Formación Areniscas de Las Juntas fue propuesto por Ulloa & Rodríguez (1979a),para representar la secuencia estratigráfica compuesta por dos miembros arenosos, separados por un miembro lutítico, que aflora en la carretera Guateque - Santa María de Batá, entre las cuchillas de El Volador y El Dátil. En este sector se distinguieron tres miembros que fueron denominados Arenisca de El Volador, Lutitas Intermedias y Arenisca de Almeida. Este último miembro parece ser equivalente a las formaciones Arenisca de Cáqueza de Hubach (1945a) y Alto de Cáqueza de Renzoni (1968). La Formación Areniscas de Las Juntas aflora hacia el sector sur oriental del área estudiada, y es parte de los flancos de los anticlinales de Cravo Sur y La Horqueta, y en el núcleo del Sinclinal del Cochal. Se caracteriza por presentar una morfología abrupta, la cual contrasta con la desarrollada por la yacente unidad Lutitas de Macanal. La Formación Areniscas de Las Juntas está constituida por una sucesión de capas de arenitas finas a medias, de cuarzo, grises claras a blancas, cemento silíceo, a veces calcáreo, en capas delgadas a muy gruesas, micáceas, altamente piritosas, con juegos en pequeña escala, deláminas inclinadas paralelas, con intercalaciones de lodolitas grises oscuras a negras, en capas delgadas y ondulosas, cuyos espesores varían entre pocos centímetros hasta más de 30 m. En este trabajo no se midió el espesor de la unidad, sin embargo, Hubach (1945a) indica un espesor de 250 m para la Arenisca de Cáqueza. Ulloa & Rodríguez (1979a) le asignan a las Areniscas de Las Juntas un espesor de 910 m en su localidad tipo; esta unidad presenta variaciones en otraslocalidades del Cuadrángulo K-12 Guateque, donde alcanza un espesor aproximado de 480m. Su contacto superior con la Formación Fómeque es neto y concordante; se marcó donde termina la sucesión de cuarzoarenitas y comienza una alternancia de calizas y lodolitas. La edad es considerada, por Hubach (1945a) y Bürgl (1958), como Hauteriviano. El ambiente de edimentación en el cual se pudo acumular la unidad fue probablemente deltaico.

2.3.8. Formación Fómeque (Kif)Este término Fómeque fue propuesto originalmente por Hubach (1931), bajo la denominación de “Conjunto de Fómeque”, y, posteriormente, Formación Fómeque, para designar una sucesión de capas compuestas por “esquistos piritosos, caliza cristalina, arenisca calosa y areniscas cuarcíticas”, que afloran en la parte media de la angostura del río Une y en la región de Ubaque - Choachí - Fómeque. Esta formación aflora hacia el sector sur oriental del área; se encuentra constituida principalmente por lodolitas negras, en capas delgadas, estratificación ondulosa no paralela, con intercalaciones muy frecuentes de calizas negras, en capas gruesas y muy gruesas, plano paralelas, y cuarzoarenitas de grano fino, grises oscuras a negras, cemento silíceo, a veces calcáreo, en capas medias y gruesas, plano paralelas. En este trabajo no se midió el espesor de la unidad. Hubach (1945b) le asigna un espesor entre 500 y 600 m; Ulloa & Rodríguez (1979a) estiman para esta unidad un espesor que varía entre 800 y 1.200 m. Su contacto superior con la Formación Une es neto y concordante y se marca bien orfológicamente. La parte inferior de la Formación Fómeque es considerada por Hubach (1957a) como Hauteriviano, debido a la presencia de Olcostephanus en la base de la formación. La edad de los niveles superiores no se conoce, aunque Hubach (1957a) y Bürgl (1961) consideran que la Formación Fómeque abarca, además, el Aptiano y gran parte del Albiano.En cuanto al ambiente de sedimentación en el cual se acumuló la formación, es posible quehaya sido marino de aguas someras, con circulación restringida.

2.3.9. Formación Tibasosa (Kit)El nombre y el rango de la unidad litoestratigráfica formación Tibasosa fueron propuestos por Renzoni (1981), para representar la sucesión litológica que aflora en la población de Tibasosa, por debajo de la Formación Une. El autor dividió la formación en cuatro miembros, los cuales fueron denominados de base a techo como: Miembro Basal (Kit4), compuesto por conglomerado, limolitas y areniscas, a veces conglomeráticas; Miembro Calcáreo Inferior (Kit3), constituido principalmente por shales, calizas arenosas y areniscas; Miembro Arenáceo Intermedio (Kimt2), compuesto por shales y areniscas, y el Miembro Calcáreo Superior (Kmt1),

formado por shales, caliza lumaquélica y areniscas. En el presente trabajo, por facilidades cartográficas, la Formación Tibasosa se ha dividido en dos conjuntos. El Conjunto Inferior(Kit1) correspondiente al Miembro Basal (Kit4) de Renzoni y el Conjunto Medio Superior(Kit2) correspondiente al Miembro Calcáreo Inferior (Kit3), Miembro Arenáceo Intermedio(Kimt2) y al Miembro Calcáreo Superior (Kmt1) de Renzoni. Además, Renzoni (1981) considera que la Formación Tibasosa disminuye su espesor total en dirección norte sur, y le asigna un espesor de 574 m en la localidad de Toledo y de 355 m en cercanías de la población de Tibasosa (quebrada Guadube). La Formación Tibasosa aflora en la región occidental del área estudiada. Su descripción litológica se hace basada en las columnas estratigráficas medidas por la carretera que conduce de Santa Rosa de Viterbo a Tobasía para el Conjunto Inferior (Kit1) y al suroccidente de la población de Betéitiva, para el Conjunto Medio Superior (Kit2). 2.3.9.1 Conjunto Inferior (Kit1) El Conjunto Inferior consta de una sucesión de cuarzoarenitas de grano fino, medio y grueso hasta conglomerática, con colores que varían desde gris claro a blanco, gris verdoso y rojizo por meteorización, cemento silíceo, en capas medias a gruesas, con láminas inclinadas tangenciales e intercalaciones esporádicas de lodolitas arenosas, grises verdosas y amarillentas, cuyos espesores varían entre 20 y 30 cm De este conjunto inferior se midió un espesor de 35,65 m en el sector de Santa Rosa de Viterbo a Tobasía y 33 en el sector de Betéitiva (Figura 12) y en él no se observó su contacto superior con el Conjunto Medio Superior (Kit2). El Conjunto Inferior descansa en forma paraconforme sobre la Formación Girón y discordantemente sobre la Formación Cuche y la Cuarzomonzonita de Santa Rosita. 2.3.9.2. Conjunto Superior (Kit2)El Conjunto Superior (Kit2) tiene un espesor total de 481 m (Figura 12). Para efectos de sudescripción, se ha dividido en cuatro segmentos que de base a tope son: Segmento a: 84 m de calizas grises oscuras en capas delgadas a gruesas con intercalaciones de areniscas calcáreas y lodolitas calcáreas. Segmento b: 118 m de limolitas y lodositas grises oscuras a grises verdosas con intercalaciones de caliza gris oscura en capas de 1 a 2 m. Segmento c: 85 m de cuarzoarenitas color gris claro en capas medias a gruesas con intercalaciones de lodolitas negras y calizas gris oscuras en capas delgadas. Segmento d: 194 m conformados por una sucesión de capas de caliza gris oscura a negra, fosilífera, en capas medias y muy gruesas, con niveles que alcanzan espesores hasta de 13,80 m e intercalaciones de lodositas grises oscuras a negras, con tonalidades amarillentas y rojizas por meteorización, en capas medias; estas intercalaciones arcillosas alcanzan espesores que varían entre 0,50 y 17 m. Hacia la parte media de esta secuencia superior, se presentan dos niveles de cuarzoarenitas de grano fino, grises claras,micáceas, en capas gruesas a muy gruesas; estos niveles arenosos alcanzan espesores de3,15 m y 5,10 m. Este segmento más superior corresponde a lo denominado por Renzoni(1981), como Miembro calcáreo superior. En la localidad de Betéitiva, este conjunto escolocado sobre la Formación Girón por fallas inversas y está por debajo de la Formación Uneen contacto concordante. De la Formación Tibasosa, Renzoni (1981) cita fauna colectada en el Miembro calcáreo Inferior (Kit3) y Miembro calcáreo superior (Kit1), que indican una edad probable de Hauteriviano y mediados o finales del Albiano, respectivamente. Esta formación secorrelaciona cronológicamente con las formaciones Arenisca de Las Juntas y Fómeque.

2.3.10 Formación Une (Kiu)El nombre Une fue dado por Hubach (1931), para referirse a la secuencia arenítica que aflora en la carretera Bogotá - Villavicencio, entre Chipaque y Cáqueza que representa la parte media del Grupo Villeta. Renzoni (1962) utiliza este término con categoría de formación, al describir la sucesión litológica que aflora en las secciones de las carreteras Une - Fosca y Choachí - Bogotá.La Formación Une aflora tanto en el lado oriental como en el occidental del área estudiada, y descansa concordantemente sobre las formaciones Fómeque y Tibasosa, respectivamente. De esta unidad se midieron columnas estratigráficas al suroeste de la población de Betéitiva (D4) y entre las quebradas Salvias y Monterredondo (A3). Al suroccidente de la población de Betéitiva,la Formación Une consta de una alternancia de cuarzoarenitas de grano fino a medio, grises claras a blancas, cemento silíceo, bien seleccionadas, en capas delgadas a muy gruesas, y lodolitas grises oscuras a negras, en capas delgadas, plano paralelas, cuyos espesores varían

entre 0,60 m y más de 10 m. El espesor total medido para la Formación Une en esta localidad, sin observar su techo, fue de 227,8 m (Figura 13). En la sección medida entre las quebradasSalvias y Monterredondo, esta unidad litoestratigráfica está constituida por una sucesión de arenitas de cuarzo, cuyo tamaño de grano varía desde fino, medio a conglomerática hacia el techo, de color gris claro y amarillento, cemento silíceo, estratificadas en capas gruesas y muy gruesas, con intercalaciones frecuentes de lodositas grises oscuras, micáceas. En esta localidad se midió un espesor de 316 m (Figura 14), sin observar su base y techo. Hubach (1931) estimapara la Formación Une un espesor variable entre 400 m y 500 m; Renzoni (1968) le asigna un espesor de 500 m y considera que éste es mayor hacia el sur. Ulloa & Rodríguez (1979a) estiman para esta unidad espesores de 500 m en la región occidental y de 1.100 m en la zonaoriental del Cuadrángulo K-12 Guateque. El contacto superior con la Formación Chipaque, observado en otras localidades del área estudiada, es concordante y transicional, y se marca a la base de una secuencia, espesa, de lodolitas. Bürgl (1957) cita, en la parte alta de la Formación Une, una fauna procedente de los alrededores de Choachí, que indicaría una edad de Cenomaniano; Campbell (1962) reporta en la Arenisca de Une una fauna colectada en la carretera Une - Fosca, cuya edad es Albiano. Con base en las edades propuestas por en estos autores, la Formación Une representaría una edad comprendida entre el Albiano y el Cenomaniano. Esta formación parece corresponder litológicamente a la Formación Aguardiente, del área de Santander.

2.3.11. Formación Chipaque (Ksc)El término Chipaque fue empleado por primera vez por Hubach (1931) bajo la denominación de Conjunto Chipaque y, posteriormente, como Formación Chipaque, para representar la parte superior del Grupo Villeta. Según su autor, el techo de la Formación Chipaque lo forma la caliza de Chipaque o Nivel de Exogyra squamata, que marca el límite Villeta - Guadalupe Inferior. Renzoni (1962, p.72), basado en las secciones de referencia a lo largo de las carreterasChoachí - Bogotá (camino de la Sabaneta -quebrada del Raizal) y Chipaque - Bogotá, redefine la Formación Chipaque, y engloba bajo esta denominación a las formaciones Chipaque y Guadalupe Inferior de Hubach (1931, 1957a). De esta manera, la Formación Chipaque queda limitada en su base por la Arenisca de Une y en su techo por la base de la Arenisca Dura.En el presente trabajo se sigue el criterio establecido por Renzoni (1962) para esta formación. En el área estudiada, la Formación Chipaque aflora en la zona oriental y occidental; en esta última región se presenta, en algunas localidades, en contacto fallado con unidades paleógenas y neógenas y en otras, igualmente afectada por fallas, en contacto con la Formación La Rusia, de edad jurásica. En la parte central-sur de la Plancha 172 Paz de Río (H3, H4, G4 y F5), esta formación aflora únicamente en el núcleo de estructuras anticlinales menores. La descripción de esta unidad se fundamenta en la columna estratigráfica (Figura 15) medida en inmediaciones de la población de Betéitiva (D4). Consta en su parte inferior de una sucesión de capas delgadas de lodolitas negras, con estratificación plano paralela y, ocasionalmente, ondulosa, con intercalaciones de cuarzoarenitas de grano fino, grises oscuras a amarillentas y rojizas, pormeteorización, cemento silíceo, en capas delgadas y gruesas, plano paralelas y no paralelas; este conjunto alcanza un espesor de 114,40 m. La parte media, con un espesor de 62,05 m, está constituida por lodolitas negras, en capas muy delgadas, plano paralelas, con intercalaciones frecuentes de calizas grises, oscuras a negras, en capas delgadas y gruesas, plano paralelas y fosilíferas. La parte superior, con un espesor de 50 m, está compuesta, principalmente, por lodolitas grises oscuras a negras, estratificadas, en capas muy delgadas. El espesor total de esta unidad litoestratigráfica, es de 226,45 m. En el extremo nororiental de la región estudiada (Plancha 172, A10), esta formación presenta un espesor de 728 m (Figura 15). Su contacto superior es transicional y se localiza en el techo de una sucesión importante de lodolitas grises, oscuras a negras. De acuerdo con la posición estratigráfica de la Formación Chipaque, su base se considera de edad Cenomaniano, basados en la fauna colectada, en la parte alta de la Arenisca de Une. Su techo se considera del Coniaciano o Santoniano, ya que la base de la suprayacente Formación Arenisca Dura, en la sección aflorante por la carretera que conduce de Tabio a Chía, en el sector de la Capilla de Lourdes, contiene fauna indicativa de estas edades,según reporta Julivert (1968).

2.3.12 Formación La Luna? (Ksl?)Según Julivert (1968), el término “La Luna Limestone” fue introducido por Garner (1926), para designar la sucesión de shale calcáreo, negro, fosilífero, con concreciones de calizas negras. El nombre de la formación se deriva de la quebrada La Luna, en la sierra de Perijá, Estado de Zulia, Venezuela. Posteriormente, Hedberg & Sass (1937) hacen una descripción detallada de lamisma unidad litoestratigráfica y le dan el nombre de “La Luna Formation”. Notestein et al. (1944) introdujeron el término en Colombia y describen la Formación La Luna en la Concesión Barco, compuesta por caliza gris oscura, con foraminíferos y shale bituminoso calcáreo y nódulos de chert negro. La Formación La Luna está comprendida entre la Formación Cogollo infrayacente y la Formación Colón (Colón Shale), suprayacente. El espesor de la Formación La Luna en la sección tipo (quebrada La Luna) es de 300 m. Morales et al. (1958) adoptan el nombre de Formación La Luna para la región del Valle Medio del Magdalena y la subdividen en tres miembros que de base a techo son: Salada, Pujamana y Galembo. En el presente trabajose tomó el término de Formación La Luna en el sentido dado en las áreas de Santander -Concesión Barco. Esta unidad aflora en el extremo nororiental de la Plancha 172 (A8, A10). Hace parte de los flancos del Anticlinal de Bisbitá (B7, B8 y C7), en el núcleo del Anticlinal La Chapa (B6), al nororiente del Municipio de Paz de Río, y como parte de los flancos de una extensa estructura anticlinal al occidente de los municipios de Tasco y Corrales. Su descripciónse basa en una columna estratigráfica levantada en la carretera Los Pinos - Chita. En esta localidad, la formación se subdividió en dos segmentos (Figura 16), los cuales se describen a continuación:a) 30 metros de cuarzoarenitas, color gris oscuro, en estratos delgados a medios, estratificación plano paralela a plano no paralela, con algunos niveles de cuarzoarenitas calcáreas. Este egmento se puede considerar como una lengüeta de la Formación Arenisca Dura, la cual se haobservado en la parte nororiental de la plancha e infrayace a los Plaeners. Esta unidad suprayace concordantemente a las lodositas gris oscuras a negras de la Formación Chipaque.b) 90 metros de limolitas calcáreas gris claras oscuras en capas delgadas a medias (de 5 a 20cm de espesor), con intercalaciones frecuentes de lodolitas grises oscuras a negras, en capasdelgadas físiles y esporádicas intercalaciones de calizas gris oscuras en capas medias. También son frecuentes en la parte inferior y superior, algunos paquetes chert negro y niveles de limolitas con microfósiles. Durante los trabajos de campo no se colectaron fósiles en esta unidad, sin embargo, el trabajo de Osorno (1994) sobre la vía que de Tasco conduce a Paz de Río, presenta una serie de segmentos litológicos con análisis palinológicos. Comparaciones litológicas permiten correlacionar la Formación La Luna con el segmento I, descrito por Osorno (1994),cuya edad de sedimentación puede abarcar desde finales del Campaniano hasta principiosdel Maestrichtiano. En el área de la Plancha 153 Chita, Fabre (1986), basado en determinaciones paleontológicas, le asignó una edad de Santoniano a Campaniano inicial a laFormación La Luna. En la localidad tipo se le ha asignado una edad del Turoniano hasta Coniaciano, y Richards (1968) consideró que la Formación La Luna, en el área de la concesión Barco, es de edad Coniaciano. Como se puede apreciar, según las determinaciones paleontológicas efectuadas por diferentes autores, la edad de la Formación La Luna en la serranía de Perijá es Turoniano, y se torna paulatinamente más joven hacia el sur (Turoniano a Coniaciano en el Cocuy) y Maestrichtiano inicial en Paz de Río. Esto permite considerar que las facies que componen a la Formación La Luna son heterócronas (Figura 17). La unidad se observó cambiando de facies calcáreas y calcáreas silíceas a facies silíceo arenosas de la Formación Plaeners.

2.3.13 Grupo Guadalupe (Ksg)Según Hubach (1957a), el término Guadalupe fue empleado por primera vez por Hettner(1892), quien consideraba como “Piso Guadalupe” la parte alta, arenosa, del Cretácico del área de Bogotá y, específicamente, los cerros de Guadalupe y Monserrate. Hubach (1931), basado en un corte detallado del Cretácico a lo largo de la carretera Chipaque - Cáqueza - Quetame, precisa el límite Guadalupe - Villeta, y lo coloca por encima de un nivel de caliza, denominado

Conjunto Chipaque. De acuerdo con este autor, la unidad Guadalupe queda dividida en un conjunto inferior arcilloso y uno superior arenoso. Posteriormente, este mismo autor le da categoría de grupo a Guadalupe, y considera las formaciones Guadalupe Inferior (Conjunto Inferior Arcilloso) y Guadalupe Superior (Conjunto Superior Arenoso), y divide esta última formación, de base a techo, en los miembros: Arenisca Dura, Plaeners y Arenisca Tierna. Renzoni (1962) redefine el Grupo Guadalupe, engloba el Guadalupe Inferior de Hubach en la Formación Chipaque y eleva a la categoría de formación los miembros Arenisca Dura y Plaeners, y agrupa los niveles Arenisca de Labor, Arenisca Tierna y el horizonte arcilloso, que separa estas dos areniscas, bajo la denominación de Formación Labor y Tierna; el autor establece como sección de referencia la secuencia que aflora a lo largo de la carretera Choachí - Bogotá, entre el descenso de la quebrada del Raizal y antes de llegar al páramo, en la denominada hoya de la quebrada del Rajadero. En el presente trabajo, teniendo en cuenta loscambios faciales y de espesor de algunas unidades del Grupo Guadalupe con relación al área de la Sabana de Bogotá, ésta se ha dividido y agrupado de más antigua a más joven en las siguientes unidades: Formación Plaeners, Formación Labor, Formación Los Pinos y Formación Arenisca Tierna. Estas unidades afloran en la parte central y occidental del área y forman franjas angostas de dirección noroccidente – suroriente y norte. 2.3.13.1 Formación Plaeners (Ksgp)El término Plaeners con el carácter de unidad litoestratigráfica fue introducido por Hubach(1931), bajo la denominación de “Horizonte de Plaeners” y, posteriormente, “Miembro Plaeners”. Hubach (1957b) emplea este nombre para referirse a la parte media de la Formación Guadalupe Superior, la cual fue dividida en Arenisca Dura, Horizonte de Plaeners y Arenisca Tierna. Bürgl (1959a), en su trabajo de la zona de Chía y Tenjo, indica la presencia de dos niveles de Plaeners dentro del Grupo Guadalupe: denominó al nivel más alto, comprendido entre la Arenisca de Labor y la Arenisca Tierna, “Plaeners Superiores” y dejó sin denominación los que se localizan en la parte inferior. Posteriormente, la Colombian Society of Petroleum Geologists and Geophysicists (1961) denominó a este nivel inferior de Plaeners de Bürgl (1959a), como “Miembro Plaeners Inferiores” (Lower Plaeners Member), el cual es equivalente al “Nivel de Plaeners” de Julivert (1961, 1963). Renzoni (1962) utiliza este término con la categoría de formación, al describir la sección litológica de la carretera Choachí - Bogotá, yle asigna un espesor de 120 m. De esta unidad se levantaron tres columnas estratigráficas,una en el sector de la carretera Sogamoso -Laguna de Tota (H2) y dos columnas por la carretera Corrales - Paz de Río (D5), en el Anticlinal de San Antonio (Figura 18). En el sector de Sogamoso - Laguna de Tota, la unidad presenta un espesor de 88,20 m y está constituida en la parte inferior por un conjunto de 41,65 m de cuarzoarenitas de grano fino, color gris claro, en capas gruesas a muy gruesas, estratificación plano paralela a plano no paralela. Este conjunto puede corresponder a una lengüeta de la Formación Arenisca Dura y se ha incluido dentro laFormación Plaeners por facilidades cartográficas. La parte media y superior de la unidad, de 46,55 m, está constituida por paquetes de limolitas silíceas, gris claras en capas delgadas, con intercalaciones de chert y lodolitas gris claras físiles. En el sector del Anticlinal de San Antonio se midieron dos columnas, una en el flanco oriental con un espesor de 103 m y otra en elflanco occidental con un espesor de 78,80 m (Figura 18). La unidad en esta localidad está compuesta por lodolitas calcáreas gris oscuras en estratos delgados con intercalaciones de limolitas silíceas gris claras en capas medias a gruesas y ocasionales niveles de chert negro.En las limolitas y lodolitas se observaron niveles de foraminíferos y en las areniscas niveles con roca fosfórica. La Formación Plaeners descansa en contacto neto y concordante unas veces sobre lengüetas de la Arenisca Dura y otras al Chipaque y su base se puede marcar en la primera aparición de limolitas silíceas; su contacto superior con la Arenisca de Labor es concordante y neto, y se ha marcado en el tope de la última sucesión de limolitas silíceas. Dentro de esta unidad litoestratigráfica, Bürgl (1957) cita la presencia de foraminíferos de edad Maestrichtiano temprano. Pérez & Salazar (1971) mencionan al oriente de Bogotá: Ostrea tecticosta?, Orthocarstenia cretácea? y Orthocarstenia clarki, y basados en esta fauna le asignan una edad de Campaniano hasta Maestrichtiano. La Formación Plaeners es correlacionable con laFormación La Luna del área de Santander. 2.3.13.2 Formaciones Labor y Los Pinos (Ksgpi)En el presente trabajo se continúan agrupando las unidades de Labor y Los Pinos en una sola

formación, de igual forma como fue efectuado en el área de Chiquinquirá por Ulloa &Rodríguez (1979b). La Formación Los Pinos en sectores descansa de manera concordante sobre la Formación La Luna en el área de los Santanderes y en el área de Boyacá sobre la Formación Arenisca de Labor, por dos razones:a) A 10 km al sur de la localidad de Los Pinos (A10), la Formación Arenisca Dura y la Formación Plaeners cambian de facies silíceas a facies silíceo calcáreas y hasta facies calcáreasde la Formación La Luna, en el sentido dado por Vargas et al. (1981) y Fabre (1986).b) La Formación Arenisca de Labor, al parecer, se interdigita con las lodolitas de la Formación Los Pinos. En el presente trabajo se propone como localidad tipo de la Formación Los Pinos, laInspección de Policía del mismo nombre (Plancha 172 Paz de Río, A10) y como localidades de referencia el sector de Tabor, al sur de Boavita (Cuadrángulo I-13, C5) de Vargas et al. (1981); y en la cuchilla de La Artesa (Plancha 187, F5) de Fabre (1986). En la localidad de Los Pinos, la unidad presenta un espesor de 295 m y está constituida por los siguientes segmentos de base a tope (Figura 19):a) 21,00 m de arcillolitas y lodolitas físiles, de color gris oscuro.b) 19,00 m de cuarzoarenitas de grano fino ligeramente calcáreas en conjuntos de 2 a 5 m,separados por arcillolitas gris oscuras. A este segmento puede corresponder una lengüeta de la Formación Arenisca de Labor.c) 35,00 m de lodolitas calcáreas y silíceas color gris claro a gris oscuro en estratos delgados.d) 220,00 m de arcillolitas y lodolitas gris oscuras a gris claras con intercalaciones de arenitas arcillosas de cuarzo de pocos metros de espesor y calizas en estratos de poco espesor con conchas de ostrácodos. En el flanco occidental del Anticlinal de San Antonio (Figura 20) y al sur de Sogamoso (Figura 21), la Formación Los Pinos presentan espesores de 94,90 y 101,20 m, respectivamente, constituida por lodolitas y arcillolitas gris oscuras con intercalaciones decuarzoarenitas y calizas fosilíferas de pocos metros de espesor. La Formación Los Pinos se observó descansando concordantemente sobre la Formación La Luna (Figura 19), sobre laFormación Arenisca de Labor (Figura 20) y sobre la Formación Plaeners (Figura 21). LaFormación Los Pinos está limitada al tope por la Formación Arenisca Tierna en contactoconcordante. La edad de esta unidad en el área de la Plancha 173 Támara, según Fabre (1986), es considerada como Campaniano hasta Maestrichtiano inicial, mientras en el área de Paz de Río es Maestrichtiano inicial, según Sarmiento, en Osorno (1994). El ambiente de depósito de esta unidad, de acuerdo con Fabre (1986), es de aguas marinas poco profundas y zona de plataforma con biostromas. La Formación Los Pinos se puede correlacionar con partes de la Formación Arenisca de Labor y con la parte inferior de la Formación Colón.2.3.13.3 Formación Arenisca Tierna (Ksgt)Este término Arenisca Tierna se debe a Hubach (1957a), quien lo utilizó con la categoría de miembro, para representar el techo del Grupo Guadalupe. De esta unidad se midieron trescolumnas, una en la Inspección de Policía de Los Pinos (A9, A10), otra en la carretera Corrales - Paz de Río (D5) y otra al sur de Sogamoso (H2). El espesor de la unidad en las localidades antes mencionadas es de 139,00 m, 32,80 m y 43,40 m, respectivamente. La unidad está constituida por cuarzoarenitas de grano fino a grueso, con colores grises claros, grises oscuros a amarillentas, algo friables, en estratos delgados a gruesos con estratificación plano paralela, ondulosa e inclinada. En la unidad se encontraron varias capas con icnofósiles (Thallasinoides) y niveles bioturbados. En general, se observó que los paquetes de arenitas son granocrecientes yalgunos niveles de cuarzoarenitas son calcáreos, especialmente en la parte superior de la unidad. En el área, la Formación Arenisca Tierna se observó reposando concordantemente sobre la Formación Los Pinos y por debajo de la Formación Guaduas en contacto concordante y neto. Basado en su posición estratigráfica, Bürgl (1961), Etayo, en Fabre (1986) y Sarmiento, en Osorno (1994) la consideraron de edad Maestrischtiano. La unidad se correlaciona con la Formación Mito Juan de la Concesión Barco (Tabla 11).

2.3.14 Formación Guaduas (KPgg)Según Julivert (1968), el término Guaduas fue empleado por primera vez por Hettner (1892), para representar todos los «materiales que en la región de Bogotá se encuentran por encima del Guadalupe». Posteriormente, Hubach (1931, 1945b, 1957b) restringe el término Guaduas, con

categoría de formación, y queda limitado en su parte inferior por la Formación Guadalupe Superior y en la parte superior por la Formación Arenisca del Cacho. El autor divide la Formación Guaduas en tres conjuntos. Uno inferior, limitado hacia la base por la Arenisca Tierna y hacia el techo por la Arenisca La Guía; el medio por la base de la Arenisca La Guía y el techo de la Arenisca La Lajosa y el superior entre el tope de La Lajosa y la base de la Arenisca del Cacho, y establece como localidad tipo el área de Guatavita. Van der Hammen (1957) da como localidad tipo para esta misma formación, la sucesión litológica que aflora entre los boquerones de Lenguazaque y Guachetá. Alvarado & Sarmiento (1944) denominan Formación Guaduas, en la región de Paz de Río, a la sucesión litológica comprendida entreel techo de la arenisca calcárea, fosilífera, de la Formación Ermitaño y el primer conjuntogrueso de areniscas de la Formación Socha Inferior. El término Formación Guaduas se emplea en el presente trabajo para designar la secuencia litológica, que descansa sobre la Formación Arenisca Tierna y limitada al tope por una gruesa secuencia de arenita de la Formación Arenisca de Socha, equivalente a la Formación Socha Inferior de Alvarado & Sarmiento (1944). La descripción de la Formación Guaduas se hace basada en la sección medida en la carretera Corrales - Paz de Río (D5), donde alcanza un espesor de 392,40 m (Figura 22). De éstos, aunque los 100 m inferiores se presentan cubiertos, su morfología sugiere una litología exclusivamente arcillosa. La parte media, con un espesor de 120,40 m, está compuesta por arcillolitas grises oscuras a negras, en capas delgadas, con esporádicas intercalaciones de cuarzoarenitas de grano fino, grises claras, amarillentas y rojizas por meteorización, cemento silíceo, matriz arcillosa, en capas delgadas y medias, con estratificación ondulosa no paralela; y forma sucesiones variables, cuyo espesor oscila desde pocos centímetros hasta 36 m; dentro de esta sucesión media se presentan igualmente intercaladas nueve (9) capas de carbón, en sumayor parte meteorizadas y con espesores que varían entre 0,20 y 0,90 m. La parte superior, de 172 m de espesor, está constituida por arcillolitas grises claras a oscuras, algunas carbonosas, en capas delgadas, con nódulos lodolíticos hacia el tope e intercalaciones frecuentes de cuarzoarenitas de grano fino, gris clara a blanca, en parte amarillenta y rojiza por meteorización, con manchas de óxido de hierro, cemento silíceo y matriz arcillosa, en capas muy delgadas y gruesas, que forman sucesiones que alcanzan espesores que varían entre 5 y 15 m. Dentro de esta secuencia superior se intercalan dos capas de carbón de 0,20 m y 0,30 m, localizadas hacia la base y el techo, respectivamente. Los planos de estratificación de las arenitas presentan una geometría plano paralela, ondulosa, con pinchamientos y cambios cuneiformes. Alvarado & Sarmiento (1944) señalan, para esta unidad, un espesor de 330 m en el área de Socha Viejo (B7) y alrededor de 200 m en la zona de Tasco (C5). Su límite inferior con la Formación Arenisca Tierna se presenta cubierto en esta localidad; sin embargo, en las áreas donde se observa, es concordante y neto. El contacto superior con la Formación Arenisca de Socha es paraconforme en la mayoría del área y en algunas localidades se observa en discordancia angular (CarreteraTasco - Paz de Río) y se ha marcado en la base de una secuencia gruesa de arenita media, decuarzo. Análisis palinológicos realizados por van der Hammen (1957, p. 197) indican que la Formación Guaduas, en la Sabana de Bogotá, es del Maestrichtiano - Paleoceno, y considera que la sucesión estratigráfica denominada Formación Guaduas en la región de Paz de Río, no comprende el Paleoceno, lo cual queda confirmado con el estudio palinológico de Sarmiento, en Osorno (1994), quien le asignó una edad de Maestrichtiano.

2.3.15 Formación Areniscas de Socha (Pgars)Se utiliza en este trabajo el nombre de Formación Areniscas de Socha para designar a una gruesa secuencia de areniscas que reposa concordantemente sobre la Formación Guaduas, a la que inicialmente Alvarado & Sarmiento (1944) denominaron Socha Inferior, y consideraron, como localidad tipo, la sucesión litológica aflorante en Socha Viejo. Se plantea no utilizar el nombre inicialmente propuesto por Alvarado & Sarmiento, pues, según la Guía Estratigráfica Internacional (1994), los términos inferior, medio y superior no deben ser usados para subdivisiones formales de unidades litoestratigráficas. Ya que el nombre planteado por Alvarado & Sarmiento (1994) se ha utilizado y reconocido en gran cantidad de trabajos previos, se propone en este trabajo emplear el nombre de Formación Areniscas de Socha, para evitar

incluir nuevos nombres en esta unidad y en la unidad superior. La Formación Areniscas de Socha aflora en la parte central del área estudiada. Su descripción se hace con base en la secciónmedida en la carretera Corrales - Paz de Río (D5), donde alcanza un espesor de 156 m (Figura 23). Está compuesta por una sucesión de capas de cuarzoarenitas de grano fino a medio, blancas, grises pardas y grises amarillentas, cemento silíceo, en capas delgadas a muy gruesas, con esporádicas intercalaciones de arcillolitas grises claras y rojizas, que forman sucesiones con espesores que varían entre 2,30 y 9,40 m. El contacto superior con la Formación Arcillas de Socha es concordante y transicional, y se ha marcado en el tope de una sucesión de cuarzoarenitas de grano medio. Van der Hammen (1957), según estudios palinológicos, indica para la Formación Socha Inferior (Formación Areniscas de Socha), una edad paleocena temprana, intervalo de tiempo en el cual se considera ocurrió la acumulación de la parte superior de la Formación Guaduas y, probablemente, la parte inferior de la Formación Cacho. También establece su correspondencia palinológica con la parte inferior de la Formación Lisama, del Valle Medio del Magdalena, y con la Formación Barco, de la cuenca de Maracaibo. En el áreade Paz de Río, Sarmiento, en Osorno (1994), se basa en estudios palinológicos y le asigna una edad paleocena tardía.

2.3.16 Formación Arcillas de Socha (Pgas)Se propone el nombre Formación Arcillas de Socha para designar la sucesión estratigráficacomprendida entre la Formación Areniscas de Socha y la Formación Picacho, y se establecesu localidad tipo en Socha Viejo, donde alcanza un espesor de 400 m. Se propone en este trabajo el nombre de Formación Arcillas de Socha, que reemplaza al de Formación Soacha Inferior de Alvarado & Sarmiento (1944), dado que la Guía Estratigráfica Internacional recomienda no utilizar términos como inferior, medio o superior en la definición de nombres deunidades formales. La descripción de esta unidad litoestratigráfica se hace con base en las secciones medidas en la carretera Corrales - Paz de Río (D5), donde presenta un espesor de 345,25 m (Figura 24) y al occidente del colegio Sugamuxi de Sogamoso (H2), donde alcanza 172,35 m de espesor (Figura 25). En la sección de la carretera Corrales - Paz de Río, la unidad está compuesta en su parte inferior y media (primeros 148,90 m), por una sucesión de capas de arcillolitas grises claras a oscuras, que por meteorización dan tonalidades amarillentas y rojizas. Son frecuentes las intercalaciones de cuarzoarenitas de grano fino, grises claras, que por meteorización adquieren coloraciones amarillentas y rojizas, con cemento silíceo y estratificadas en capas delgadas y gruesas, plano paralelas; estos niveles arenosos alcanzanespesores que varían entre 0,75 y 26 m. La parte superior, con un espesor de 196,35 m, consta predominantemente de arcillositas grises oscuras, que se tornan amarillentas y rojizas por meteorización. Presenta concreciones limolíticas, e intercalados ocurren cuatro conjuntos de 8 y 10 m de espesor, formados por cuarzoarenitas de grano fino, en matriz arcillosa, color gris claroa blanco, friable y estratificada, en capas muy gruesas. Hacia el occidente del colegio Sugamuxi (H2), la Formación Arcillas de Socha está conformada en su parte inferior por una sucesión de capas de arcillolitas grises, amarillentas y rojizas, con un espesor de 60 m. La parte media con un espesor de 56,35 m, consta de arcillolitas grises claras a oscuras, que por meteorización adquieren coloraciones amarillentas y rojizas, con frecuentes intercalaciones de cuarzoarenitas de grano fino a medio, localmente de grano grueso, grises, amarillentas y rojizas, friables, concemento silíceo, a veces ferruginoso y estratificadas en capas delgadas a gruesas. La parte superior, con un espesor de 56 m, consiste en su totalidad de arcillolitas abigarradas, grises claras, amarillentas y rojizas. El contacto de esta unidad litoestratigráfica con la suprayacente Formación Picacho es concordante y neto, y se ha marcado en la base de una sucesión de cuarzoarenitas de grano medio a grueso. Alvarado & Sarmiento (1944) consideran que este contacto podría ser discordante, debido al cambio de espesor que muestra la Formación Socha Superior en sectores como el cerro del Fraile (cambia de 400 m a 180 m) y el carácter conglomerático en la base de la Formación Picacho. Vargas et al. (1981) también consideran este contacto discordante, basado igualmente en las fuertes variaciones de espesor de la ormación Socha Superior. Van der Hammen (1957) le asigna a un segmento con carbón de la Formación Arcillas (parte media a inferior) una edad paleocena media, e incluye la parte

superior de la unidad en el Paleoceno superior. Palinológicamente, la Formación Arcillas de Socha es correlacionable con una parte de la Formación Bogotá, de la Sabana de Bogotá, con la parte superior de la Formación Lisama del Valle Medio del Magdalena y también, con unaporción de la Formación Los Cuervos, de la cuenca del Maracaibo.

2.3.17 Formación Picacho (Pgp)El nombre de Formación Picacho fue dado por Alvarado & Sarmiento (1944) para designar un conjunto potente de areniscas que descansa sobre la Formación Socha Superior (Formación Arcillas de Socha), y establece su localidad tipo en el cerro Picacho, 1,5 km al noroeste de Paz de Río. En el área estudiada, esta unidad litoestratigráfica, de acuerdo con las secciones medidas por la carretera Corrales - Paz de Río (D5), presenta un espesor de 138,80 m (Figura 26), mientras al occidente del Colegio Sugamuxi (H2) presenta un espesor de 181,50 m (Figura 27). En la primera localidad, la Formación Picacho presenta un conjunto inferior de 87,30 m de espesor, compuesto por una sucesión de cuarzoarenitas de grano medio hasta conglomerático, grises claras a blancas, con tonalidades amarillentas y rojizas por meteorización, friables, con cemento silíceo, en capas gruesas a muy gruesas, con juegos a pequeña y mediana escala de láminas inclinadas; dentro de este conjunto se presentan escasas intercalaciones de arcillolitas grises claras, oscuras y rojizas, con espesores que oscilan entre 0,50 y 2,50 m. El conjunto medio está constituido por una sucesión de arcillolitas grises claras, con un espesor de 30 m. El conjunto superior compuesto por 21,50 m de arenita media a gruesa de cuarzo, gris clara a blanca, friable, en capas muy gruesas, mayores de 2 m de espesor, con lentes de conglomerados,compuestos principalmente por cuarzo. La Formación Picacho, en la sección al occidente del colegio Sugamuxi (Figura 27), está compuesta por un conjunto inferior de 46,50 m de espesor y consta de una alternancia de arenita de grano medio a grueso, con lentes de conglomerados de cuarzo, gris amarillenta, friable, en capas delgadas y muy gruesas, de 0,05 a 3 m de espesor y arcillolitas grises claras y amarillentas, con espesores que oscilan entre 1,20 y 20 m. El conjunto medio tiene un espesor de 100 m de cuarzoarenitas de grano medio a grueso, gris clara, amarillenta y rojiza, friable, cemento silíceo, en capas muy gruesas, con lentes de conglomerados formados por cuarzo y fragmentos de roca. El conjunto superior tiene un espesor de 35 m. A la base del conjunto se encuentra una sucesión de capas de arcillolitas grises claras de 10 m de espesor, seguido por 25 m de cuarzoarenita de grano fino a medio, amarillenta y rojiza, friable, cemento silíceo, estratificada en capas muy gruesas, con lentes de conglomeradoscompuestos por cuarzo y fragmentos de roca. El contacto superior con la Formación Concentración es concordante y neto, y se marca en el techo de una sucesión de arenita de cuarzo media a gruesa. Según van der Hammen (1957), en esta unidad no se han encontrado muestras con polen; sin embargo, basado en su posición estratigráfica, considera que su edad debe ser eocena temprana, y establece su coetaneidad con las formaciones La Paz del Valle Medio del Magdalena, El Mirador de la Concesión Barco y Hoyón del Valle Medio del agdalena y la región de la Sabana de Bogotá.

2.3.18 Formación Concentración (Pgc)El nombre y rango de la unidad litoestratigráfica Formación Concentración fueron dados por Alvarado & Sarmiento (1944), para designar una sucesión de arcillolitas comúnmente yesíferas y areniscas de grano fino a grueso, con estratos de hierro oolítico, que descansa sobre la ormación Picacho. Su sección tipo está localizada a lo largo del río Soapaga, entre el caserío deConcentración y el puente del Uvo (carretera Santa Rosa - Paz de Río - Socha), donde presentaun espesor que oscila entre 1.368 y 1.554 m. Basado en la sucesión litológica medida en lacarretera Paz de Río - Cerinza (A5, Figura 28), la Formación Concentración puede dividirse en varios conjuntos. Uno inferior de 350,15 m de espesor, constituido por una sucesión de capas de arcillolitas grises oscuras y negras, que por meteorización presentan coloraciones amarillentas y rojizas, estratificadas en capas muy delgadas, con varios estratos de hierro oolítico hacia la parte inferior y media de 0,30 a 2,50 m de espesor y frecuentes intercalaciones de cuarzoarenitas de grano fino a medio y localmente grueso, con matriz arcillosa, y espesores que oscilan entre 0,20

y 8 m, estratificadas en capas delgadas a muy gruesas. Un conjunto medio, de 166,80 m de espesor, que consiste predominantemente de arcillolitas grises claras, que por meteorizacióndan tonalidades amarillentas y rojizas, con varias capas de hierro limonítico de 0,20 m de espesor y escasas intercalaciones de cuarzoarenitas de grano fino, grises amarillentas, friables, con espesores entre 0,80 y 1 m, estratificadas en capas medias y gruesas. El conjunto superior de 945,50 m de espesor, consta de una sucesión de arcillolitas grises claras a oscuras, que meteorizan a amarillentas y rojizas, estratificadas en capas delgadas, con intercalaciones de capas de hierro limonítico hacia la parte inferior de 0,20 m de espesor y laminillas de yeso de 1 cm de espesor hacia la parte media, e intercalaciones frecuentes de cuarzoarenita de grano fino amedio, en lentes hacia la parte inferior y media, con espesores que oscilan desde capa delgada hasta muy gruesa, de cuarzoarenitas de grano grueso a conglomerático y fragmentos de roca. La Formación Concentración en esta localidad presenta un espesor total de 1.462,45 m (Figura 28). Basado en el contenido de polen encontrado en varios horizontes de la Formación Concentración, van der Hammen (1957) la asigna al Eoceno medio a Oligoceno medio, y establece su correlación, con excepción de la parte inferior, con las formaciones San Fernando y Diablo del Borde Llanero y Carbonera de la cuenca del Maracaibo.

2.3.19 Depósitos cuaternariosEn el área estudiada se diferenciaron los siguientes tipos de depósitos cuaternarios: 2.3.19.1 Glaciares (Qm) Depósitos glaciares se presentan en el extremo noroeste y constan de una serie de morrenas, formadas por bloques angulares, de arenitas y conglomerados, en una matriz arenoarcillosa, sin ninguna selección. 2.3.19.2 Coluviales (Qc) Con el término coluviales se incluyen los depósitos de talud y derrubios; están constituidos por acumulaciones de materialesde composición heterogénea y de tamaño variable, predominantemente bloques angulares.2.3.19.3 Aluviales (Qal)Depósitos aluviales se ubican hacia las márgenes de los drenajes principales y consisten de bloques redondeados a subredondeados, principalmente de arenitas, en una matriz areno arcillosa. Presentan una morfología plana.

Carlos Ulloa, Erasmo Rodríguez, Gloria RodríguezINGEOMINASPlancha 172- I- B)