FALLAS Y PLIEGUES DE LA CORDILLERA DE LOS ANDES

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1. 
UNIVERSIDAD TÉCNICA PARTICULAR DE LOJA 
La Universidad Católica de 
Loja 
 
 FACULTAD DE INGENIERÍA Y ARQUITECTURA 
 INGENIERA EN GEOLOGÍA 
FALLAS Y PLIEGUES DE LA CORDILLERA DE LOS ANDES 
 Docente: 
 
- Mgtr. Tamara Briceño Sarmiento 
 
Estudiantes: 
- Mishelle Stephania Lanche Chuquimarca 
 
 
LOJA – ECUADOR 
2 
 
INDICE 
1. PORTADA .................................................................................................................... 1 
2. INTRODUCCIÓN ................................................................................................... 4 
3. OBJETIVOS ............................................................................................................. 6 
3.1. Objetivo General ................................................................................................ 6 
3.2. Objetivo Específico ........................................................................................... 6 
4. MARCO TEÓRICO.................................................................................................. 7 
5. DESARROLLO ........................................................................................................ 8 
5.1. FALLAS ............................................................................................................ 8 
5.1.1. FALLA PALLATANGA (ECUADOR) ........................................................ 8 
5.1.2. SISTEMA DE FALLAS DE ATACAMA (CHILE) ................................... 10 
5.1.3. FALLA MEJILLONES (CHILE) ................................................................ 11 
5.1.4. FALLA DE BOCONO (VENEZUELA) ..................................................... 12 
5.1.5. FALLAS DE ROMERAL (COLOMBIA) ................................................... 14 
5.2. PLIEGUES ...................................................................................................... 15 
5.2.1. PLIEGUES EN EL EJE CARRETERO GUARANDA-SAN JUAN 
(ECUADOR) ……………………………………………………………………………...15 
5.2.2. PLIEGUES EN EL VALLE DEL RÍO JURAMENTO - CORDILLERA 
ORIENTAL (PROVINCIA DE SALTA) (ARGENTINA) .................................................. 17 
5.2.3. ANTICLINAL DE BOGOTÁ, CORDILLERA ORIENTAL DE 
COLOMBIA ……………………………………………………………………………...19 
3 
 
6. CONCLUSIONES .................................................................................................. 21 
7. BIBLIOGRAFÍA .................................................................................................... 22 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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2. INTRODUCCIÓN 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1: Distribución de las principales estructuras morfo-tectónicas de los Andes entre 1°N y 46°S 
 
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La monumental Cordillera de los Andes es una cadena montañosa ubicada en la costa 
occidental del continente Sudamericano, la cual atraviesa el territorio de 7 países diferentes a lo 
largo de sus más de 7000 kilómetros de extensión, constituyendo la cordillera más larga del planeta 
Tierra. Esta cordillera alberga en su sector central a la segunda meseta más extensa del planeta y, 
con altitudes medias de 4000 metros, se encuentra conformada por los volcanes más altos de la 
Tierra y las montañas más altas de todo el hemisferio occidental. 
Todas estas características espectaculares son el producto de la interacción entre una serie 
de placas oceánicas y la placa Sudamericana desde el Cretácico Tardío, momento en el cual se 
termina de fragmentar el supercontinente de Pangea, provocando la separación de África y 
Sudamérica. Esta separación produjo la apertura del Océano Atlántico y, al mismo tiempo, el 
nacimiento de la Cordillera de los Andes, debido al cabalgamiento de la placa continental 
Sudamericana por encima de la placa oceánica. Este proceso se ha mantenido a lo largo del tiempo, 
provocando el crecimiento de la Cordillera hasta llegar al alivio que observamos hoy en día. Este 
proceso, denominado subducción, es el principal responsable del levantamiento de la Cordillera 
de los Andes, y de la gran actividad sísmica y volcánica que la caracterizan en la actualidad. 
Los movimientos sísmicos no conocen fronteras, especialmente en Sudamérica debido a al 
proceso de convergencia entre las placas de Nazca y Sudamericana a una velocidad de 7 cm/año, 
que tienen la capacidad de afectar con intensidad, a diversos países ubicados en el borde Occidental 
de Sudamérica. Estas placas son de gran importancia en estudios sísmicos detallados, ya que en 
sus fronteras se producen la mayoría de sismos en el mundo que acompañado de fallas activas 
afectan a la corteza superior de la placa continental. Es así que, países de América Latina como 
Chile, Perú, Ecuador y Colombia están más expuestos a terremotos. El territorio colombiano 
comprende un dominio continental deformado situado en el límite de tres placas tectónicas 
6 
 
importantes como la Sudamericana, la placa de Nazca y la placa Caribe. Los movimientos relativos 
de estas placas durante la era Cenozoica dieron origen al sistema orogénico de los Andes del Norte, 
compuesto por distintas cadenas montañosas separadas por valles y depresiones intramontañosas 
(e.g., Megard, 1987; Meijer y Wortel 1992; Stefanick y Jurdy 1992; Coblentz y Richardson, 1996). 
Asimismo, la convergencia relativa entre la placa de Nazca y Sudamericana se absorbe entre la 
zona de subducción del Pacífico y a lo largo de los sistemas de fallas y pliegues activos que se 
observan en las tres cordilleras y valles de la cadena Andina Colombiana. Por otra parte, Ecuador 
está atravesado por una gran falla geológica “Guayaquil-Caracas”, producto de la subducción de 
la placa de Nazca en el océano con la placa Sudamericana originando una falla geológica en el 
borde continental, de la que se derivan fracturas causantes de movimientos sísmicos con 
intensidades que dependen de la profundidad. 
 
 
 
3. OBJETIVOS 
3.1. Objetivo General 
Investigar sobre las estructuras geológicas más importantes que forman toda la Cordillera 
de los Andes. 
3.2. Objetivo Específico 
Analizar la cinemática, dirección, buzamiento y estructuras asociadas de las fallas 
estudiadas en este proyecto de investigación. 
Interpretar todas las características geológicas que presentan los pliegues ubicados a lo 
largo de la cadena montañosa denominada Cordillera de los Andes. 
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4. MARCO TEÓRICO 
• Cordillera: Son extensas sucesiones de montañas unidas entre sí, que a menudo 
funcionan como límite geográfico entre los países. Se originan en zonas donde 
el suelo se transformó debido el movimiento de las placas tectónicas, provocando 
que los sedimentos se compriman, se eleven sobre la superficie terrestre y originen 
varios cordones de montañas. 
• Fallas Geológicas: Puede definirse como una fractura usualmente plana que se 
observa en un segmento de la corteza terrestre y la cual tiene cierto desplazamiento, 
siendo ésta lo suficientemente amplia para ser visible a simple vista o desde una 
vista aérea. 
• Pliegues Geológicos: Son estructuras geológicas que responden a deformación 
plástica, y se forman por la acción de esfuerzos tectónicos de compresión que 
ocurren en la corteza terrestre. 
• Placa Continental: Aquellas cubiertas parcialmente por la corteza continental, o 
sea, por los continentes mismos, son el tipo más predominante de placa tectónica y 
poseen generalmente una parte continental y otra sumergida en el agua de los 
mares. 
• Placa Oceánica: Aquellas cubiertas íntegramente por la corteza oceánica, o sea, el 
suelo de los océanos, de modo que están sumergidas en toda su extensión. Son 
delgadas, compuestas principalmente por hierro y magnesio. 
• Meseta: Es una planicie extensa situada a una cierta altura sobre el nivel del mar. 
También puede referirseal descanso en que termina un tramo de una escalera. La 
palabra, como tal, es una forma de diminutivo del vocablo mesa. 
https://concepto.de/montana/
https://concepto.de/limite/
https://concepto.de/suelo/
https://concepto.de/movimiento/
https://concepto.de/placas-tectonicas/
https://concepto.de/corteza-terrestre/
https://concepto.de/oceano/
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• Sismos: Es un fenómeno natural que consiste en una sacudida de la superficie 
terrestre, producida por el movimiento de las capas interiores de la Tierra. 
• Subducción: Es el proceso de hundimiento de una placa litosférica bajo el borde 
de otra placa, formándose los llamados límites convergentes entre placas. 
5. DESARROLLO 
5.1. FALLAS 
5.1.1. FALLA PALLATANGA (ECUADOR) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 2: Principales rasgos morfo-estructurales de los Andes de Ecuador. La Megafalla Dolores- Guayaquil es una falla 
mayor y compleja que limita el Bloque Costero ecuatoriano acrecionado a la cordillera. El bloque costero constituye la 
parte sur del Bloque Norandino. Este sistema de falla presenta diversos estados de deformación, normal en el golfo de 
Guayaquil, de rumbo dextral a lo largo de la falla de Pallatanga y de la falla Chincual-La Sofía y compresivo en la región 
de la Depresión Central entre Riobamba y Quito. La dorsal asísmica Carnegie es responsable del levantamiento de la 
costa formando terrazas marinas cuaternarias. 
 
https://es.wikipedia.org/wiki/Placa_tect%C3%B3nica
https://es.wikipedia.org/wiki/L%C3%ADmite_convergente
9 
 
Esta tiene 200 km de largo y pertenece al "Dolores-Guayaquil Megashear" (Campbell 
1974, Feininger y Bristow 1980, Feininger y Seguin 1983, McCourt et al. 1984, Soulas 1988, 
1991). Ella sigue el valle encajonado del río Pangor y recorta la Cordillera Occidental hasta el pie 
del volcán Chimborazo al oeste de la Depresión Interandina. Es la continuación, hacia el norte, de 
las fallas normales N50-N70°E del golfo de Guayaquil. En el valle del río Pangor, la falla tiene 
una dirección N30°E. En el campo, la traza de la falla muestra una ruptura de pendiente neta a 
través de las lomas. Los valles secundarios, afluentes del río Pangor, así como las crestas que 
separan las quebradas están desplazadas de manera destral-inversa en la zona de falla. La 
observación de varios criterios de desplazamiento, desde pequeños desplazamientos (jóvenes) 
hasta grandes (antiguos) ha permitido determinar la geometría de la falla (N30°E/75°O) así como 
la velocidad del desplazamiento (Winter 1990, Winter et al. 1993, Lavenu et al. 1995). Las 
numerosas medidas de desplazamiento de los rasgos morfológicos permiten concluir que existe un 
desplazamiento destral en la falla, con una componente ligeramente inversa con un pitch de 11° 
SW. Las correlaciones con los eventos climáticos conocidos (Mercer y Palacios 1977, Van der 
Hammen 1981, Wright 1984, Clapperton 1987, Lambeck y Nakada 1992) permitieron proponer 
que el desplazamiento de 41 m sería posterior al último máximo glacial y tendría una edad mínima 
de 10.000 años, implicando una tasa de desplazamiento holoceno comprendida entre 2,9 y 4,6 
mm.a-1. Los desplazamientos de 590 m serían más antiguos que el último máximo glacial y podrían 
corresponder al último período interglaciar datado en 120.000 o 135.000 años. Esto implicaría 
tasas de desplazamiento comprendidas entre 3,9 y 5,5 mm.a-1. En el campo, no se observan 
fracturas frescas las cuales hubiesen podido sugerir un evento sísmico. Sin embargo, la morfología 
de los escarpes atestigua una actividad mantenida de la falla. Ya que el segmento de falla estudiado 
es rectilíneo en una distancia de 25 km, su ruptura pudo haber sido provocada por un sismo cuya 
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magnitud ha sido superior a Ms=7. Como en clima húmedo, la ruptura sísmica pudo ser obliterada. 
No se excluye el hecho de que esta falla haya podido ser el lugar de un terremoto reciente. El único 
evento conocido en esta zona es el terremoto de Riobamba que destruyó esta ciudad, así como 
numerosas localidades de la Depresión Interandina (04 de febrero de 1797, MSK = 11; CERESIS 
1985) y que pudo haber activado la falla de Pallatanga. 
 
5.1.2. SISTEMA DE FALLAS DE ATACAMA (CHILE) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
En el sistema de falla de Atacama, la península de Mejillones, aparece como el rasgo 
geomorfológico del norte de Chile más saliente a lo largo de la costa, con rumbo N-S. En ese lugar, 
las terrazas marinas, los cordones litorales y los conos aluviales cuaternarios son cortados por 
varias fallas normales y grietas de tensión de gran tamaño que separan bloques basculados. Uno 
de los principales escarpes de falla normal se observa en la extremidad NE de la Península donde 
Figura 3: Mapa estructural del norte de Chile entre los 21° y 27°S 
 
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la falla Mejillones corta conos aluviales con rechazos acumulados importantes. 
5.1.3. FALLA MEJILLONES (CHILE) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Esta falla tiene una longitud total de aproximadamente 25 km (segmentos acumulados) y 
separa bloques fallados y levantados, en los cuales se advierten una serie de plataformas de 
abrasión marina pliocenas y cuaternarias encajonadas en las rocas del basamento. Al pie de estos 
bloques, se desarrolla la Pampa Mejillones que constituye una cuenca sedimentaria rellena por 
Figura 4: Península de Mejillones. Principales fallas normales cuaternarias. Dos sitios de fallas fueron analizados: El Rincón en Mejillones 
(norte de la península) y la falla Bandurrias en La Rinconada (sur de la península). En ambos sitios, se nota una extensión cuaternaria cosísmica 
E-W. 
 
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depósitos neógenos marinos y cubierta por secuencias de cordones litorales formados durante los 
últimos 400 ka (Ortlieb 1995, Ortlieb et al. 1996b). La Falla Mejillones (acimut 5°E ± 11°, 
buzamiento 60°E) corta los depósitos aluviales más jóvenes, lo que indica una actividad muy 
reciente. El escarpe alcanza unos 400 a 500 m de alto, con buzamiento al este presenta un conjunto 
de facetas triangulares y superficies de abrasión marinas levantadas. El escarpe de la falla principal 
tiene una altura de 8 a 10 m en los conos aluviales antiguos y solamente 5 a 6 m en los conos de 
edad intermedia. Las rupturas más recientes presentan un escarpe de 0,30 a 1,5 m. Aparentemente, 
los conos y los últimos depósitos fluviales no presentan escarpes, aunque se puede observar grietas 
de tensión, paralelas a la falla, probablemente generadas durante el sismo de Antofagasta de 1995. 
Dos terrazas aluviales, S1 y S2 (Marquardt et al. 2003) cubren en discordancia una superficie de 
abrasión marina estimada en 125 ka (MIS 5); ambas terrazas son cortadas por la falla con 
desplazamientos acumulados de 13 ± 1 m para S1 y 5,5 ± 0,5 m para S2. Dataciones de estas 
superficies han dado 46,5 ± 3,7 ka para S1 y 26,3 ± 1,7 ka para S2. Estas edades permitieron 
calcular las tasas de desplazamiento vertical a lo largo del espejo de falla que se estiman entre 0,28 
± 0,04 mm. a-1 (S1) y 0,21 ± 0,03 mm.a-1 (S2). El análisis micro tectónico de las medidas de estrías 
observadas a lo largo de estos espejos de fallas permitió determinar una dirección de esfuerzo E-
W con s3 = N89°E. 
5.1.4. FALLA DE BOCONO (VENEZUELA) 
 
 
 
 
 
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 Esta falla es uno de los rasgos neotectónicos más importantes de la parte 
noroccidental de América del Sur. La traza activa de esta falla, se caracteriza por presentar un 
movimiento transcurrente dextral, tener una traza superficial más o menos continua de 
aproximadamente 500 km, y frecuentes fallas que convergen o divergen con la traza principal. Se 
extiende en el occidente venezolano en dirección SO-NE entre la población de San Cristóbal, 
ubicada en proximidad de la frontera con Colombia y la población de Morón en la costa caribeña 
de Golfo Triste (Audemard, 2009). Esta falla genera una zona de fractura quese sitúa casi en 
posición axial a la cordillera andina, aprovechada por grandes ríos para entallar sus valles, lo que 
hace que sea claramente demarcada (Audemard 2003). 
En su extremidad sur, la falla se conecta con el sistema de piedemonte llanero colombiano 
Figura 5: Ubicación del área de estudio en referencia a los Andes Venezolanos. Modificado de Audemard (2009) 
 
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a través del sistema de fallas Chinacota - Bramón, luego de sufrir dos inflexiones en ángulo recto 
opuesto en la estructura conocida como Punzón de Pamplona (Boinet, 1985, en Audemard, et al. 
2008). En su extremo norte, la falla tuerce 45º en forma horaria para conectarse el sistema de fallas 
dextrales de dirección este-oeste que corren al norte de Venezuela continental (Falla de San 
Sebastián y El Pilar) (Audemard and Audemard, 2002). 
5.1.5. FALLAS DE ROMERAL (COLOMBIA) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Se asocian estructuralmente a un sinclinal mayor que expone rocas vulcano - sedimentarias 
cretáceas y que separa las rocas metamórficas de las partes centrales de la Cordillera Central, de 
un antiforme de basamento ubicado en su piedemonte occidental. Estas estructuras hacen parte de 
Figura 6: Simplified tectonic – stratigraphic sketch of Romeral Foult System with its localitation in the South 
American continent. 
 
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un plegamiento de amplitudes kilométricas, afectan la casi totalidad de la vertiente occidental de 
la Cordillera Central y muestran planos axiales que buzan en ángulos altos al E. las Fallas de 
Romeral dividen los sedimentos y vulcanitas cretáceos en tres paquetes imbricados, cuyos techos 
se muestran consistentemente hacia el E y que son fallados tanto hacia las rocas de basamento 
tanto supra- como lnfrayacentes. Las deformaciones de las unidades vulcano - sedimentarias se 
caracterizan: 1) por un alargamiento subvertical que afecta las partes occidentales y 2) por un 
alargamiento N-S que se manifiesta en las partes internas de la Cordillera con mayor intensidad. 
Estos dos dominios de deformación se documentan igualmente en las rocas intrusivas emplazadas 
a lo largo de las fallas, confirmando así un origen sin - cinemático. Sólo localmente las 
deformaciones compresivas dan lugar a clivaje. Para la Formación de estas estructuras, se propone 
un modelo de levantamiento vertical, en el cual el plegamiento del contacto basamento - cobertera 
se debe en primera instancia a movimientos diferenciales y algo divergentes, de lajas de 
basamento. Este modelo considera también la existencia de estructuras de colapso en las partes 
altas de la cordillera. 
5.2. PLIEGUES 
5.2.1. PLIEGUES EN EL EJE CARRETERO GUARANDA-SAN JUAN 
(ECUADOR) 
 
 
 
 
 
 
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La geología del sector luce compleja y bastante diversa, debido a la presencia de 
formaciones geológicas de origen volcánico y sedimentario, además de depósitos 
aluviales y glaciares no consolidados. Justo en los alrededores de la localidad de 
Guaranda, al inicio del recorrido, los enclaves de andesitas y tobas volcánicas afloran 
en los taludes del carretero. Un poco más hacia el oeste, es posible observar 
afloramientos de andesitas porfídicas con alto grado de diaclasamiento, pertenecientes 
Figura 7: Detalle de la sección del Valle Interandino (IAV) en el Ecuador. En esta gráfica se detalla los segmentos Norte (Otavalo-Chota), Centro 
(Quito-Guayllabamba) y Sur (Latacunga-Riobamba) del Valle Interandino. Justo en la ciudad de Guaranda se presenta la depresión del río Chimbo 
determinado por una serie de fallas y pliegues NNE-SSW, similares a las estructuras presentes en el carretero Guaranda-San Juan 
 
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al Grupo Saraguro (Eoceno-Mioceno). Sin embargo, el mayor porcentaje del recorrido 
coincide con afloramientos de la Formación Apagua (Paleoceno-Eoceno), cuya 
exposición muestra rasgos de intensa actividad tectónica con múltiples pliegues 
sinclinales, anticlinales, chevron y recumbentes. Los ejes de dichos pliegues fijan una 
orientación NNE-SSW. Los contactos entre las principales formaciones geológicas 
presentes en el sector no son visibles. A lo largo del segmento, se evidencian fallas en 
sentido este-oeste, sin embargo, son poco frecuentes. 
5.2.2. PLIEGUES EN EL VALLE DEL RÍO JURAMENTO - CORDILLERA 
ORIENTAL (PROVINCIA DE SALTA) (ARGENTINA) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8: Mapa geológico de la comarca del Río Juramento, basado en datos e interpretaciones de los autores y en trabajos inéditos de Ortiz (1962), 
Freytes (1965) y Rodriguez (1996). 1) Basamento metamórfico proterozoico; 2) Paleozoico inferior no diferenciado; 3) Subgrupo Pirgua; 4) Subgrupo 
Balbuena; 5) Subgrupo Santa Bárbara; 6) Neógeno; 7) Depósitos cuaternarios; 8) Falla inversa; 9) Anticlinal; 10) Sinclinal. 
 
18 
 
 
En este segmento la Cordillera Oriental está formada por dos cinturones plegados y 
fallados, separados por una depresión central que coincide con el valle de Lerma. Las estructuras 
del Juramento, que se muestran en el área cartografiada de la, forman parte del cinturón plegado 
situado al este de dicho valle. A continuación, se describen sus rasgos estructurales sobresalientes. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Anticlinal de Castillejo-El Presidio 
El anticlinal mayor con núcleo de basamento metamórfico que coincide geográficamente 
con las cumbres de Castillejo y del Presidio es la estructura más destacada. Su eje de rumbo 
Figura 9: Reconstrucción con líneas de forma de la estructura de la zona de interferencia de pliegues. Los segmentos cortos sobre las líneas indican 
las direcciones de inclinación de los estratos. 
 
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nordnoroeste-sudsudeste buza pronunciadamente hacia el sur hasta la depresión del río Juramento. 
Es un pliegue asimétrico con su flanco más empinado hacia el este. Su flanco occidental presenta 
complicaciones estructurales que se describen más adelante. Vista en planta es una estructura 
fuertemente curvada que forma un arco cóncavo hacia el oeste 
Anticlinal del Crestón 
El anticlinal del Crestón coincide geográficamente con la sierra del mismo nombre. Es un 
pliegue asimétrico con su flanco más empinado y fallado hacia el este, en cuyo núcleo afloran el 
basamento proterozoico y una espesa secuencia de capas rojas del Subgrupo Pirgua. Se trata 
también de una estructura pronunciadamente arqueada, con su parte cóncava hacia el oeste, cuyo 
eje describe un arco similar al eje del anticlinal de Castillejo-El Presidio; ambas estructuras 
guardan cierto paralelismo, aunque el anticlinal del Crestón está desplazado hacia el sudeste, en 
posición escalonada con respecto al primero. 
 
5.2.3. ANTICLINAL DE BOGOTÁ, CORDILLERA ORIENTAL DE COLOMBIA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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El plegamiento en la Meseta de Bogotá ha sido poco estudiado y estos pocos trabajos se 
han centrado principalmente en la geología superficial debido a la falta de información disponible 
sobre el subsuelo (Julivert, 1970), (Cortés et al., 2006), (García y Jiménez, 2016). Las estructuras 
encontradas en la Meseta de Bogotá son anticlinales y sinclinales que involucran unidades rocosas 
con edades que varían desde el Cretácico Superior hasta el Paleógeno y que frecuentemente se 
asocian con diapiros de sal y limbos volcados (Julivert, 1963), (McLaughlin, 1972). La presencia 
Figura 10: Geological Mapo f the Eanstern Cordillera showing the most significant structures (folds and faults). The zone of this study is outlined in 
yellow (modified from Parra et al.,2009). 
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de unidades sedimentarias de baja competencia permite el desacoplamiento del basamento y las 
rocas suprayacentes, provocando pliegues de desprendimiento o cabalgamientos imbricados, como 
se observa en los Pirineos y las montañas del Atlas (Babault et al., 2013). El Anticlinal de Bogotá 
es una estructura vergente al oeste ubicada enla zona más oriental de la Meseta de Bogotá (Figura 
1 y Figura 2). Es un pliegue de 12 km de largo adyacente a la ciudad de Bogotá, con fuertes 
variaciones en el ángulo de buzamiento de los limbos. Juliert (1970) asoció estos cambios 
geométricos abruptos en una distancia muy pequeña con el colapso gravitatorio de las 
extremidades. Mora y Kammer (1999) incluyen el Anticlinal de Bogotá en algunas de sus 
secciones transversales considerando la hipótesis de Julivert (1970) de un colapso gravitacional y 
recreando un estado de pre-colapso para sus interpretaciones, excluyendo así los complejos 
cambios en el ángulo de buzamiento y orientación de algunos segmentos. 
 
6. CONCLUSIONES 
En conclusión, pudimos recopilar todas las fallas y pliegues más importantes que se 
encuentran presentes en la cordillera de los andes, con sus respectivos datos estructurales, las 
cuales son de suma importancia ya que nos permiten determinar el sentido que se encuentran 
buzando y la dirección del mismo, así mismo comprender todos los procesos geológicos que han 
intervenido en esta cadena montañosa que nos permite observar tal y como esta en la actualidad. 
 
 
 
 
 
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