4 2_Geol_4 3 Hidrogeol

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4.2 GEOLOGÍA 
4.2.1 Introducción 
En esta sección se encuentra una descripción general de la geología de la Cuenca del Río Nare, tal 
como ha sido definida para efectos del POMCA, desde el municipio de Concepción hasta su 
confluencia con el río Magdalena, ubicada en jurisdicción del municipio de Puerto Nare en el 
departamento de Antioquia. Este componente se convierte en un elemento base para la descripción 
física de la cuenca, siendo necesaria para la formulación del Plan de Ordenación y Manejo de la 
Cuenca del Río Nare. 
4.2.2 Metodología 
En esta etapa de la investigación hemos compilado y consolidado la información geológica 
disponible, registrada en las referencias en la parte final del informe. La geología de esta región ha 
sido objeto de numerosos trabajos desde principios del siglo XX. Los enfoques de los estudios 
disponibles varían según sea el objeto de cada uno de ellos. En este trabajo se hace énfasis en la 
litología, tectónica, rasgos estructurales y la geomorfología de la Cuenca del Río Nare como insumo 
necesario para la evaluación de amenazas naturales y la formulación del plan de ordenación y 
manejo. 
La cartografía geológica publicada por el Servicio Geológico Colombiano (SGC) pertinente a esta 
área de estudio, corresponde a las Planchas 5-06 y 5-09 en escala 1:500.000 y a las Planchas 
131,132, 147,148, y 149 publicadas en escala 1:100.000, con base en el relevamiento geológico 
básico preparado a escala 1:25.000. En cada plancha del SGC, a escala 1:100.000, se encuentra el 
registro de los responsables del levantamiento a escala 1:25.000, además de la información 
consolidada para su respectiva publicación a escala 1:100.000. 
Dado el estado de la cartografía geológica existente el producto presentado en este informe se basa 
en la compilación de la información litológica y estructural disponible en el Servicio Geológico 
Colombiano, con algunas adiciones en la información estructural resultante de estudios preparados 
por autores o entidades diferentes al SGC (Álvarez, R., 1971, Page & James., 1981, Rendón et al,. 
2011, Rendón et al, 2011 Universidad Nacional,1984, 1998, 2000, Woodward & Clyde Consultants 
& Integral S.A, 1983), y del registro de información generada en este proyecto. 
Las discrepancias de nomenclatura entre las diferentes planchas a escala 1:100.000 han sido 
resueltas a partir de las descripciones de las formaciones geológicas que se encuentran en los 
respectivos informes, como también en la cartografía generalizada del Atlas Geológico de Colombia 
 
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a escala 1:500.000 (Gómez et al, 2015). En los mapas se ha utilizado una doble nomenclatura, si lo 
hay, marcada con una barra inclinada (/): el primer acrónimo es el correspondiente a Gómez et al 
(2015) y el segundo corresponde a las planchas a escala 1:100.000 de INGEOMINAS. 
La componente geomorfológica fue preparada igualmente a partir de información disponible en 
estudios preparados para Cornare, ISA y el SGC (CORNARE, 1989, 1994a, 1994b, CORNARE & 
Udem, 2005, 2006, CONARE & UN, 2006a, 2006b, 2006c, 2006d, 2006e,2008 Page & James., 1981, 
Rendón et al, 2011, Rendón et al, 2011, Universidad Nacional, 1984, Woodward & Clyde Consultants 
& Integral S.A, 1983,), y la elaboración propia de este proyecto con base en el examen de ortofotos, 
mapas de sombras, cartografía básica a escala 1:25.000, con curvas de nivel a 25 m y recorridos de 
campo. 
4.2.3 Generalidades 
El área objeto de estas notas se encuentra en una amplia zona de forma alargada, la cual comprende 
un área de aproximadamente 5700 km2, con dirección SW, desde las cabeceras del río Concepción, 
hasta la confluencia de los ríos Nare y Magdalena, ubicada en jurisdicción del municipio de Puerto 
Nare en el departamento de Antioquia. La Figura 60 ilustra el aspecto general de la zona de estudio. 
 
Figura 60. Aspecto general de la cuenca del Río Nare. 
 
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Fuente: Elaboración equipo Consorcio POMCAS, a partir de datos entregado por CORNARE. 
La Cuenca del Río Nare se encuentra en el núcleo ígneo-metamórfico de la Cordillera Central. Sobre 
el basamento ígneo-metamórfico se encuentra solo tres formaciones sedimentarias: Formación la 
Cristalina, las Sedimentitas de Segovia, y la Formación Mesa en el Valle del Magdalena, en el 
extremo Sureste de la cuenca. Los depósitos aluviales ocupan áreas restringidas a los valles 
interandinos y al fondo del Valle del Magdalena. La geomorfología regional está controlada por los 
procesos de formación de la Cordillera Central, directamente asociada a la actividad tectónica a partir 
de la Orogenia Andina, y por los procesos de erosión en masa; los procesos deposicionales están 
limitados a la formación de depósitos aluviales en las vegas de ríos y quebradas, y al emplazamiento 
de los depósitos de vertiente. La Figura 61 muestra un mapa geológico general de la Cuenca del Río 
Nare. 
4.2.4 Litología 
Los estudiosos de la geología se encuentran de acuerdo en la afirmación básica que el basamento 
rocoso está formado por rocas cristalinas fracturadas: granitoides del Batolito Antioqueño que 
predominan en las tres partes de la cuenca en su sector occidental, y del Batolito de Segovia que 
afloran en el extremo oriental. Los neises y anfibolitas del Complejo El Retiro, esquistos, cuarcitas, 
neises y mármoles del Complejo Quebradagrande afloran en su porción sur oriental. En el extremo 
oriental de la cuenca se encuentran los metasedimentos fosilíferos Ordovícicos de la Formación La 
Cristalina, y sobre el basamento rocoso se han depositado las sedimentitas de la Formación Mesa y 
depósitos aluviales recientes. 
Las rocas metamórficas de la porción oriental de la cuenca fueron descritas en detalle por los 
geólogos del Inventario Minero Nacional quienes hicieron una categorización cronológica muy 
general diferenciando sólo las rocas plutónicas y metamórficas al Este y al Oeste de la Falla de Otú. 
(Feininger et al, 1975) y que han sido agrupadas luego en una categoría genérica denominada 
Complejo Cajamarca (Moreno & Cruz, 2008). Dados la extrema generalidad de la nomenclatura y la 
ausencia de nombres propios para las unidades litológicas en la edición de la cartografía del 
INGEOMINAS, se ha recurrido a combinar la nomenclatura y simbología convencional en la literatura 
geológica y la simbología de la compilación a escala 1:500.000 de Gómez et al (2015). En el área 
de la cuenca la roca sana o ligeramente meteorizada aflora sólo en unos pocos sitios a lo largo de 
las vías principales, en canteras y en algunos tramos de ríos quebradas. La distribución de unidades 
litológicas en la cuenca está ilustrada en la Figura 61 
En la cuenca es frecuente encontrar un manto superficial de andosoles, descritos usualmente en la 
literatura como cenizas volcánicas, cuyo espesor medio es del orden de 1 m; la capacidad de 
 
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infiltración de este material es sólo de unos cuantos centímetros por hora, cifra muy diferente a la 
sugerida en estudios anteriores; sin embargo la porosidad de este material y su elevada 
permeabilidad secundaria debido al agrietamiento por desecación, que le confiere una estructura 
columnar, su posición en superficie, su espesor y su capacidad de campo, hacen del horizonte de 
andosoles un elemento clave en el proceso de infiltración que debe ser investigado con mayor 
detalle. La Foto 13 ilustra la estructura columnar característica del horizonte de andosoles sobre el 
suelo residual maduro y el horizonte gley en la interfase entre los andosoles y el suelo residual. 
Las unidades litológicas en la cuenca del Río Nare comprenden: 
4.2.4.1 Formación La Cristalina (O-Sm/Olc) 
Lodolitas, shales, metalimolitas silíceas y metaarenitas feldespáticas con lentes de mármol, del 
Ordovícico, localizadas en el valle del Magdalena, en el extremo oriental de la cuenca. Botero (1976) 
reportó la ocurrencia de graptolites en esta formación. Gómez et al (2015) le asigna la nomenclatura 
O-Sm, y GRP (2008) utiliza la nomenclatura Olc. 
 
Figura61. Distribución de unidades litológicas en la Cuenca del Río Nare. 
Fuente: Compilación a partir de las Planchas 131,132, 147,148, y 149 de INGEOMINAS. 
 
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Foto 13. Andosoles sobre suelo residual derivado de granodiorita. Vía hacia San Julián, vereda El 
Chico, municipio de San Rafael. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
4.2.4.2 Ortogneises Graníticos (T-Pf) 
Ortogneises graníticos. Feininger et al (1970) los catalogó genéricamente como Rocas Metamórficas 
al Oeste de Otú. No tienen una nomenclatura particular en la cartografía de Feininger et al (1970). 
Los productos de meteorización son limos de baja plasticidad de color pardo amarillento en el 
horizonte VI y limos arenosos de color rojizo con bandas blancas, en el horizonte V. La nomenclatura 
cronoestratigráfica utilizada corresponde a Gómez et al (2015). 
4.2.4.3 Neises Cuarzo-feldespáticos (T-Mmg3) 
Neises cuarzo-feldespáticos, algunos con sillimanita, cordierita y hornblenda, anfibolitas, migmatitas, 
esquistos y mármoles. Mármoles con intercalaciones de cuarcitas. Feininger et al (1975) los catalogó 
genéricamente como Rocas Metamórficas al Oeste de Otú; no tienen una nomenclatura particular 
en la cartografía de Feininger et al (1970). Los productos de meteorización son limos de baja 
 
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plasticidad de color pardo amarillento en el horizonte VI y arenas limosas de color rojizo con motas 
y bandas blancas, en el horizonte V. La nomenclatura cronoestratigráfica utilizada corresponde a 
Gómez et al (2015). La falla Palestina forma su contacto oriental con el Batolito de Segovia y con los 
mármoles de Nare. 
4.2.4.4 Mármoles (T-mm) 
Mármoles con intercalaciones menores de cuarcitas. Feininger et al (1970) los catalogó 
genéricamente como Rocas Metamórficas al Oeste de Otú (Foto 14). La clasificación 
cronoestratigráfica corresponde a Gómez et al (2015); su distribución es muy irregular. En la cuenca 
se encuentra un cuerpo mayor elongado en dirección Norte – Sur, con contactos fallados, y 
numerosos cuerpos pequeños, menores de 100 hectáreas, con contactos normales. Son comunes 
los escarpes rocosos en esta unidad en la que el desarrollo de suelo residual es apenas incipiente. 
 
Foto 14. Mármoles con intercalaciones de cuarcita al oeste de la Falla Otú. Camino hacia cavernas del 
Nus, vereda La Mesa, municipio de Caracolí. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
Estos cuerpos de mármol forman el carso del río Nus; normalmente los mármoles afloran en 
superficie sin una cubierta de suelos residuales, y ocasionalmente el mármol está cubierto por 
depósitos gravitacionales. 
 
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4.2.4.5 Esquistos Grafíticos (T-Mbg3) 
Esquistos grafíticos, cuarzo-moscovíticos, cloríticos y anfibólicos; filitas, cuarcitas; mármoles y 
serpentinitas. Feininger et al (1970) los catalogó genéricamente como Rocas Metamórficas al Oeste 
de Otú. Es característico de estos esquistos la ausencia de suelo residual, que cuando existe tiene 
solo unos pocos decímetros de espesor. No tienen una nomenclatura particular en la cartografía 
INGEOMINAS, planchas 132, 148, a escala 1:100000. La nomenclatura cronoestratigráfica utilizada 
corresponde a Gómez et al (2015). 
4.2.4.6 Dunitas (T-Pu3) 
Dunitas, serpentinitas y esquistos talcosos. Feininger et al (1975) los catalogó genéricamente como 
Rocas Metamórficas al Oeste de Otú. La nomenclatura cronoestratigráfica utilizada corresponde a 
Gómez et al (2015). 
4.2.4.7 Batolito de Segovia (J-Pi/Jds) 
González y Londoño (1999) llaman Diorita de Segovia, a un cuerpo plutónico localizado al oriente 
del departamento de Antioquia y que se extiende hacia el norte en el departamento de Bolívar, 
identificado por Feininger et al (1970) quienes lo agruparon con otros granitoides con el término 
genérico rocas ígneas al oeste de la Falla de Otú (ver Foto 15). La forma de este cuerpo es elongada 
en el sentido norte-sur, paralelo a las estructuras regionales de la Cordillera Central; sus relaciones 
con las rocas encajantes pueden ser tanto tectónicas como intrusivas, mostrando en este caso unas 
aureolas de contacto bien definida con la presencia de cornubianas. La composición predominante 
es diorítica a cuarzodioritica con variaciones locales a cuarzomonzonita, granodioritas y a gabros. 
Gómez et al (2015) le asignan la nomenclatura J-Pi. 
 
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Foto 15. Rocas del Batolito de Segovia y diques instruyendo mármoles plegados. Margen izquierda del 
río Nare, vereda la Mesa, municipio de Caracolí. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
4.2.4.8 Anfibolitas de La Ceja (T-Mmg3/PRam) 
Esta unidad, en el extremo occidental de la Cuenca del Río Nare, está formada por rocas masivas, 
densas, duras, de color gris verdoso, que ocasionalmente presentan textura bandeada por 
segregación de minerales. Los suelos residuales del horizonte VI son limos de baja compresibilidad, 
de color pardo amarillento; los suelos residuales en el horizonte V son limos arenosos de color pardo 
rojizo. Gómez et al (2015) le asignan la nomenclatura T-Mmg3. La Foto 16 ilustra la característica 
del horizonte VI y la roca masiva de color gris verdoso. 
 
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Foto 16. Suelo residual y afloramiento de roca Anfibolita. Vía San Francisco-Concepción, vereda las 
Frías, municipio de Concepción. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
4.2.4.9 Sedimentitas de Segovia (K1Sct/Kiss) 
Lutitas carbonosas, negras, intercaladas, con limolitas, arenitas, conglomerados intraformacionales 
compuestos por fragmentos de cuarzo, lutitas negras, lodolitas y rocas volcánicas básicas que al 
meteorizarse toman un color grisáceo, estratificadas con limolitas, areniscas, conglomerados 
intraformacionales con fragmentos de lutitas negras, cantos de conglomerado cuarzoso, lodolitas y 
rocas volcánicas básicas, de color gris verdoso. 
Forma un cuerpo alargado de forma triangular Localizado en el extremo oriental de la cuenca, en 
contacto fallado con el Batolito de Segovia al oriente, Falla El Bagre y, al occidente, Falla El Nus. 
Gómez et al (2015) les asignaron la nomenclatura K1Sct; GRP (2008) les asignó la nomenclatura 
Kiss. 
4.2.4.10 Batolito Antioqueño (K2-Pi/Kcda) 
Cuerpo granitoide de más de 7000 km2 de extensión, emplazado en la zona central de Antioquia 
cuya composición es característica de una cuarzodiorita. Los estudiosos de la petrología están de 
acuerdo en asignar una extraordinaria homogeneidad a este batolito que presenta facies diferentes 
a la cuarzodiorita solo en algunas áreas reducidas. Aproximadamente el setenta por ciento del área 
 
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de la Cuenca del Río Nare objeto de este plan de ordenamiento se encuentra sobre esta unidad 
litológica. 
 
El Batolito Antioqueño, aflora en un área de 7.221 km2, en la Cordillera Central. Es una unidad 
monótona; 97% cuarzodiorita o granodiorita, compuesta de cuarzo (23.9%), feldespato de potasio 
(6.7%), plagioclasa (48%), hornblenda (9.3%), biotita (9.3%), clorita secundaria (1.6%) y minerales 
accesorios (0.8%). Se han reconocido facies félsicas y gabroicas. Numerosas edades radiométricas 
indican edad cretácea superior. Son comunes diques andesíticos con espesores de 1 a 2 cm. De 
este a oeste el batolito es progresivamente más pobre en feldespato de potasio, su índice de 
coloración más alto y aumenta la deformación post-intrusiva. La roca del batolito es maciza en su 
mayoría; es común la presencia de inclusiones máficas (gabros). Su contacto con rocas 
metamórficas encajantes es discordante y neto, salvo con las anfibolitas en donde ha habido mezcla; 
su techo parece ser una superficie casi plana interrumpida en algunos lugares por fallas de intrusión. 
De este a oeste la elevación del techo aumenta de 20 a 30 m por km. Algunas fallas post-intrusivas 
y zonas de cizalladura regional lo cortan en algunos lugares. Los contactos desiguales, las 
inclusiones desplazadas y rotadas, las apófisis irregulares, y la homogeneidad composicional, 
textura y la presencia de una aureola envolvente,indican que su acomodamiento ocurrió como un 
magma fluido, caliente y uniforme. Este batolito ha sido interpretado como una gran intrusión en 
forma de manto subhorizontal y de espesor relativamente pequeño con relación al área expuesta 
(Feininger & Botero, 1982). Gómez et al (2015) le asignaron la nomenclatura crono estratigráfica de 
K2-Pi. 
 
Los suelos residuales de este batolito pueden tener más de 100 m de profundidad e incluyen los 
horizontes IV a VI (Feininger et al 1970, Universidad Nacional, 2000). La Foto 17 ilustra la 
característica del horizonte IV (Gruss) y afloramiento del Batolito Antioqueño. 
 
 
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Foto 17. A) Horizonte IV (Gruss) de Cuarzodiorita. Vía Concepción-Alejandría, vereda Santa Gertrudis, 
municipio de Concepción. B) Afloramiento de roca Cuarzodiorita. Vía Alejandría-Santo Domingo, 
vereda la Fatima, municipio de Concepción. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
4.2.4.11 Formación Mesa (N2-VCc/Tsm) 
La Formación Mesa, de edad Plioceno temprano (Dueñas & Castro, 1981), constituida 
principalmente por lodolitas, arenitas tobáceas y líticas, y conglomerados volcánicos con abundantes 
fragmentos de andesitas y dacitas (Foto 18); sus características faciales permiten interpretarla como 
una unidad depositada en ambiente fluvial coetáneo con una amplia actividad volcánica, del sistema 
volcánico Ruiz - Tolima en el centro de Colombia. Ocupa una extensión considerable del Valle Medio 
del Magdalena, en contacto discordante con la Formación La Cristalina y el Batolito de Segovia en 
el extremo oriental de la cuenca. Está constituida por bancos horizontales, muy gruesos, de arenitas 
arcosicas a conglomeráticas, friables, con delgadas capas de lodolitas, estratos de conglomerados 
clastosoportados con abundantes fragmentos de andesitas y dacitas, tobas intercaladas con 
aglomerados y brechas. 
 
No se aprecia la formación de suelos residuales; toda la formación ha sido sometida a un proceso 
de erosión secular que ha dado lugar a un conjunto de colinas redondeadas con un relieve local de 
50 m. Gómez et al (2015) las incluyen en la unidad N2-VCc. 
 
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Foto 18. Formación mesa. Centro poblado La Sierra, municipio de Puerto Nare. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
4.2.4.12 Depósitos Aluviales (Qal) 
Los depósitos de planicie aluvial (Foto 19) tienen una extensión mayor que las terrazas. En ellos 
predominan las arenas limosas correspondientes a las vegas de inundación. Se encuentran a lo 
largo de las corrientes principales de la cuenca. Debe considerarse en esta categoría los sedimentos 
de las colas de los embalses que periódicamente quedan descubiertos en las épocas de estiaje 
cuando disminuyen los niveles de los embalses. 
 
Foto 19. Depósitos aluviales correspondientes a vegas de inundación en el río Concepción. Vereda 
Santa Gertrudis, vía Concepción - Alejandría. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
 
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4.2.4.13 Depósitos de Ladera (Qv) 
Estos depósitos están formados generalmente por una matriz de limo de color pardo amarillento a 
pardo rojizo, que rodea cantos y bloques de roca. Algunos de los depósitos no están cubiertos por 
el manto de andosoles común en la zona, ni se ha desarrollado un horizonte edáfico; la ausencia de 
estos elementos es indicadora de su emplazamiento reciente. 
La expresión geomorfológica de los depósitos de ladera es característica: superficies extensas 
uniformes, planas o ligeramente convexas, con pendientes en el intervalo 10-25%. Es común que 
estas unidades sean ocupadas por asentamientos urbanos. 
Estudios anteriores llevados a cabo en el Valle de Aburra indican que los depósitos de ladera 
originados en suelos residuales de diferentes litologías son muy similares entre sí (Hermelín & 
Hoyos, 1984), razón por la cual, en una primera aproximación, serán tratados como una sola unidad. 
4.2.4.14 Depósitos antrópicos (Qda) 
Corresponden a los llenos controlados de la presa del embalse San Lorenzo o Jaguas. Están 
compuestos de limos seleccionados y compactados con base en diseños especiales para cada caso. 
4.2.5 Unidades Geológicas Superficiales / Litología –facies 
La metodología apropiada para la investigación geotécnica debe integrar hoy el análisis 
probabilístico, en lugar de la tradicional metodología de análisis determinístico, que utilice conjuntos 
de datos suficientemente amplios para poder definir distribuciones de probabilidad. En el análisis 
probabilístico se tiene en cuenta las características del sitio y las características y propiedades de 
los geomateriales, definidas en términos de funciones de probabilidad, evaluadas con base en el 
conjunto de las muestras recuperadas en la investigación de detalle del sitio y de un conjunto más 
amplio de muestras correspondientes a la misma formación superficial. En esta metodología se 
considera las propiedades del suelo como elementos que pueden presentar variaciones, pero que 
pueden ser expresadas matemáticamente como una función de probabilidad, bien definida, mediante 
un valor central y un valor de dispersión típico, cuando se circunscribe a los valores correspondientes 
a una formación superficial. 
En el proceso de análisis, los cálculos de capacidad portante o de factor de seguridad al 
deslizamiento, son hechos a su vez como funciones de probabilidad del resultado del análisis, con 
base en las cuales puede determinarse un índice de confianza y se puede calcular la probabilidad 
de falla, de la cimentación o del talud, para un factor de seguridad dado. De hecho, la homogeneidad 
 
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litológica y geomorfológica en grandes extensiones del terreno que da lugar a unas cuantas 
formaciones superficiales, resulta en la relativa homogeneidad de valores de las características y 
propiedades geomecánicas e hidráulicas de los materiales manifestada en la baja dispersión de los 
valores de dichas características y propiedades, como puede apreciarse en el resumen de la Tabla 
. En ella se encuentran los valores de tendencia central de las características y propiedades de los 
materiales del regolito en las diferentes formaciones superficiales. En ella Los valores medios se 
encuentran en la celda superior, y las desviaciones estándar en la celda inferior. En esta tabla debe 
destacarse que las propiedades de los suelos residuales son muy similares entre sí y con los de los 
depósitos de vertiente, y difieren de las propiedades de los suelos de depósitos aluviales y de 
terrazas. 
Las formaciones superficiales identificadas en esta área comprenden: 
 Suelos residuales derivados de rocas intrusivas. Srri. 
 Suelos residuales derivados de neises. Srrmg. 
 Suelos residuales derivados de esquistos. Srrme. 
 Suelos residuales derivados de rocas metamórficas masivas. Srrmm. 
 Suelos residuales derivados de rocas ultrabásicas. Srru. 
 Suelos residuales derivados de rocas sedimentarias. Srrs. 
 Depósitos aluviales de arena y grava. Dsg. 
 Depósitos gravitacionales de limos, de cantos y bloques. Dlb. 
 Depósitos antrópicos 
 
 
En el mapa de Figura 62 se encuentra representada la distribución espacial de las Unidades 
Geológicas Superficiales. 
 
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Figura 62. Mapa de Unidades Geológicas Superficiales. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
La relativa homogeneidad de las formaciones superficiales en grandes extensiones del terreno que 
da lugar a unas cuantas formaciones superficiales o unidades geológicas superficiales, resulta en la 
relativa homogeneidad de valores de las características y propiedades geomecánicas e hidráulicas 
de los materiales manifestada en la baja dispersión de los valores de dichas características y 
propiedades, como puede apreciarse en el resumen de la Tabla 56 
En la Tabla 56 se encuentran los valores de tendencia central de las características y propiedades 
de los suelos de las diferentes formaciones superficiales. En ella Los valores medios se encuentran 
en la celda superior, y las desviacionesestándar en la celda inferior. 
Tabla 56. Características y Propiedades de los Suelos de las Formaciones Superficiales en el Valle de 
San Nicolás. 
Formación Srrmg Srrme Srrmm Srri Srru Srrs Dsg Dlb Propiedad Unidad 
Peso unitario seco kN/m3 11,9 12,1 10,9 10,7 11 12,4 
 11,8 
σ 1,6 0,9 1,1 1,0 2,0 1,42 2,4 
 
292 
 
Peso unitario saturado kN/m3 17,2 17,3 16,6 16,5 16,7 17,3 σ 5,2 4,4 4,9 4,9 5,8 4,3 
Cohesión kPa 39 31 32 17 15,5 0 39 σ 23 7 25 5 12 21 
Angulo de fricción ◦ 25 20 21 27 24 
 27 18 
σ 9 5 8 3 7 9 
Permeabilidad cm/s 6*10
-7 4*10-6 6*10-7 5*10-6 4*10-7 
σ 10-1 10-1 10-1 10-1 1*10-7 
Infiltración cm/h 4,2 3,7 3,8 3,9 
 2,9 4 (e) 
σ 3,1 2,7 2,1 1,8 2 3 (e) 
Fuente: CHSSA, 2010, Estudios y diseños para el acueducto del Valle de San Nicolás. 
En esta tabla se encuentran los valores de tendencia central de las características y propiedades de 
los suelos de las diferentes formaciones superficiales. En ella los valores medios se encuentran en 
la celda superior, y las desviaciones estándar en la celda inferior. Puede observarse que las 
propiedades de los suelos residuales son muy similares entre sí y con los de los depósitos de 
vertiente, y difieren de las propiedades de los suelos de depósitos aluviales. 
Las unidades geológicas superficiales que ocupan la mayor parte de la cuenca son suelos residuales 
derivados de rocas ígneas y metamórficas; además la antigüedad de algunos depósitos aluviales y 
gravitacionales han dado lugar a la formación de suelos residuales a partir de dichos depósitos. Los 
suelos residuales derivados de rocas ígneas y metamórficas tienen en común la presencia de los 
horizontes VI y V, el suelo residual maduro y el saprolito. En las rocas ígneas puede identificarse 
claramente el horizonte IV, gruss, que rara vez ha sido observado en las rocas metamórficas. La 
Figura 63 ilustra el perfil característico de los suelos residuales en esta cuenca. 
 
 
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Figura 63. Estratigrafía generalizada de los suelos residuales en la Cuenca del Río Nare. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
4.2.5.1 Suelo residual derivado de rocas intrusivas. Srri. 
El perfil típico de meteorización del Batolito Antioqueño, ilustrado en la Figura 64, comprende, por 
debajo del horizonte edáfico, un horizonte de suelo residual maduro de carácter predominantemente 
limoso, correspondiente al horizonte VI, en el que no se observa textura alguna, cuyo espesor medio 
es del orden de 1 m aunque puede alcanzar tres a cuatro metros de profundidad. Debajo del suelo 
residual maduro se encuentra un horizonte de saprolito, correspondiente al horizonte V, de color 
rojizo moteado de blanco y negro, en el que predominan las arenas limosas, se conservan las 
estructuras de la roca diaclasas, y se puede reconocer la textura de la roca original; el espesor de 
este horizonte puede alcanzar varias decenas de metros. En este nivel puede encontrarse cantos y 
bloques de roca en un estado avanzado de meteorización. Es frecuente que estos dos horizontes 
estén ausentes; en ese caso se desarrollan surcos y cárcavas en las superficies expuestas. 
 
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Figura 64. Perfil típico de meteorización del Batolito Antioqueño. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
El horizonte inferior de meteorización, correspondiente a los horizontes IV (ver Foto 21), es llamado 
gruss, de carácter arenoso, formado por agregados de minerales, algunos de ellos en un estado 
incipiente de meteorización; el color claro, de tonos pastel, característico de este horizonte es un 
indicador de que los procesos de oxidación están menos avanzados que en el nivel de saprolito. Su 
espesor puede alcanzar decenas de metros. En este nivel puede encontrarse cantos y bloques de 
roca fresca o en un estado incipiente de meteorización. La Foto ilustra el aspecto de los horizontes 
V y VI del perfil de meteorización del Batolito Antioqueño. 
 
 
295 
 
 
Foto 20. Perfil de meteorización en suelo residual derivado del Batolito Antioqueño. Vereda El 
Porvenir, municipio de San Roque. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
 
Foto 21. Horizonte IV derivado del Batolito Antioqueño. Vía Alejandría – Santo Domingo, vereda El 
Rosario, municipio de Santo Domingo. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
Los suelos residuales de cuarzodiorita del Batolito Antioqueño y del Batolito de Segovia, son de tipo 
ferralítico ricos en caolinita, desarrollan un perfil de meteorización típico en el que se distinguen tres 
 
296 
 
niveles u horizontes: un suelo residual maduro, del tipo ferruginoso, compuesto de limos de color 
ocre a pardo amarillento, de baja compresibilidad, que puede tener varios metros de espesor, aunque 
usualmente apenas alcanza una profundidad de 1,5 m; una zona saprolítica, del tipo fersialítico, 
abigarrada, compuesto de limos arenosos y arenas limosas oxidadas, muy susceptible a la erosión 
superficial, en cuyo interior pueden encontrarse bloques de roca en diferentes grados de 
meteorización; su espesor, variable, puede alcanzar varias decenas de metros; el nivel inferior 
conocido como gruss es de color gris y crema en tonos pastel, compuesto de arenas gruesas, 
limosas, con bloques de roca ligeramente meteorizada, puede tener hasta varias decenas de metros 
de espesor. En los últimos dos niveles se conservan la textura y las estructuras de la roca original, 
en particular diaclasas y fallas en cuyas paredes generalmente presentan una pátina de óxidos de 
manganeso. Las estructuras heredadas pueden modificar sustancialmente la permeabilidad de la 
masa del suelo residual que localmente puede ser uno o dos órdenes de magnitud mayor que la 
permeabilidad del material en sí. La transición a la roca sana es gradual y ocurre en unos pocos 
metros de espesor. La resistividad media de esta unidad es de 620 Ωm con una desviación estándar 
de 270 Ωm. 
4.2.5.2 Suelos residuales derivados de rocas metamórficas. 
El perfil de meteorización de las rocas metamórficas, en la Cuenca del Río Nare, con excepción de 
los mármoles, está caracterizado por la presencia de los horizontes VI y V; rara vez se encuentra el 
horizonte IV. El horizonte V, suelo residuaL maduro carácter predominantemente limoso, 
correspondiente al horizonte VI, en el que no se observa textura alguna, con espesor medio del orden 
de 1 m aunque puede alcanzar tres a cuatro metros de profundidad. Debajo del suelo residual 
maduro se encuentra un horizonte de saprolito, correspondiente al horizonte V, de color rojizo con 
bandas de colores crema y blanco, en el que predominan los limos arenosos, que conserva las 
estructuras de la roca, y se puede reconocer la textura de la roca original; el espesor de este 
horizonte puede alcanzar varias decenas de metros. En este nivel puede encontrarse cantos y 
bloques de roca en un estado avanzado de meteorización. En la Figura 65 se encuentra la 
generalización estratigráfica del perfil de meteorización típico de los suelos generados a partir de las 
rocas metamórficas en la Cuenca del Río Nare. 
 
297 
 
 
Figura 65. Perfil típico de meteorización de rocas foliadas y néisicas. 
Fuente: Hoyos, F., 2000, Diccionario de Geotecnia, Hombre Nuevo Editores, Medellín. 
4.2.5.3 Suelos residuales derivados de neises. Srrmg. 
Son suelos de color pardo amarillento a pardo rojizo, de tipo ferralítico ricos en caolinita, cubiertos 
en ocasiones por una capa de andosoles Figura 66. Perfil típico de meteorización de rocas néisicas.. 
Los primeros metros a partir del piso del horizonte edáfico, se encuentra el suelo residual maduro, 
de tipo ferruginoso, usualmente de color pardo amarillento en el que no se puede reconocer una 
textura particular, compuesto de limos de alta compresibilidad y baja permeabilidad. Por debajo del 
suelo residual maduro se encuentra el horizonte de saprolito, de tipo fersialítico, caracterizado por 
conservar la textura y las estructuras de la roca original, particularmentediaclasas cuyas paredes 
usualmente están cubiertas de una pátina negra de pirolusita (Figura 66 y Figura 67). Aunque Las 
propiedades mecánicas e hidráulicas de este horizonte son similares a las del suelo residual maduro, 
se diferencian por un incremento en la fracción arenosa y en el ángulo de fricción, y el predominio 
de los limos de baja compresibilidad. La resistividad media de esta unidad es de 700 Ωm con una 
desviación estándar de 525 Ωm. 
 
298 
 
 
Figura 66. Perfil típico de meteorización de rocas néisicas. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
 
299 
 
 
Figura 67. Perfil típico de meteorización de rocas foliadas (anfibolitas). 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
 
4.2.5.4 Suelos residuales derivados de esquistos. Srrme. 
Son suelos de color pardo amarillento a pardo rojizo, de tipo ferralítico, cubiertos por una capa 
continua de andosoles. En los primeros decímetros, se encuentra el suelo residual maduro, 
compuesto por limos arenosos, de tipo ferruginoso, usualmente de color pardo amarillento sin una 
textura particular, compuesto de limos de alta compresibilidad y baja permeabilidad. Por debajo del 
suelo residual maduro se encuentra el horizonte de saprolito compuesto de arenas limosas, de tipo 
fersialítico, de color pardo amarillento a pardo rojizo con textura esquistosa y presencia de 
estructuras heredadas. Aunque Las propiedades mecánicas e hidráulicas de este horizonte son 
similares a las del suelo residual maduro, se diferencian de él por un incremento en la fracción arena 
y en el ángulo de fricción, y el predominio de los limos de baja compresibilidad. 
 
300 
 
4.2.5.5 Suelos residuales derivados de rocas metamórficas masivas. Srrmm. 
Suelo limoso de color pardo amarillento a pardo rojizo, de alta compresibilidad y de permeabilidad 
baja, de tipo ferruginoso. Es difícil distinguir diferentes horizontes en el perfil de meteorización en 
esta unidad. 
4.2.5.6 Suelos residuales derivados de rocas sedimentarias. Srrs. 
Limos arenosos con fragmentos de lutita y arenisca. 
 
4.2.5.7 Suelos residuales derivados de rocas ultrabásicas. Srru. 
La meteorización de las dunitas da lugar a un suelo limoso de alta compresibilidad y de permeabilidad 
baja, cuya característica más destacada es su bajo peso unitario, de tipo ferruginoso. Es difícil 
distinguir diferentes horizontes en el perfil de meteorización en esta unidad. 
4.2.5.8 Depósitos de ladera. Dlb 
Los depósitos de ladera ocupan una extensión considerable en el área del proyecto y presentan 
características y propiedades geomecánicas similares a las de los suelos residuales. Su espesor 
puede alcanzar decenas de metros. Están constituidos por una matriz de limo de color pardo 
amarillento a pardo rojizo, que rodea cantos y bloques de roca. En los depósitos de Paulandia y los 
Salados el diámetro máximo alcanza los 0.3m, y el diámetro modal es 0.1 m, en tanto que en el 
depósito de Encenillos son comunes los bloques mayores que 0,5 m. Los depósitos de Paulandia y 
los Salados son depósitos maduros a juzgar por el estado de meteorización de los cantos de roca y 
la cubierta de andosol. Por el contrario el depósito de Encenillos la ausencia del horizonte de andosol 
y el estado fresco de los cantos y bloques de roca indican que este es un depósito reciente. 
En la Figura 68 está ilustrado el perfil típico de los suelos en depósitos de ladera. 
 
301 
 
 
Figura 68. Estratigrafía generalizada de los depósitos de vertiente en el área de la Cuenca del Río Nare. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
4.2.5.9 Depósitos aluviales. Dsg 
Son acumulaciones de arena y grava de los lechos de las corrientes y de sus vegas de inundación. 
En la zona de estudio tienen importancia las vegas de inundación de los ríos Pantanillo y Negro, y 
de la quebrada Pereira. Dos de las plantas de tratamiento están localizadas en este tipo de suelo. 
La resistividad media de esta unidad es de 300 Ωm con una desviación estándar de 145 Ωm. 
4.2.5.10 Depósitos antrópicos 
En esta categoría debe incluirse todo tipo de acumulaciones de materiales en los que interviene de 
manera directa la acción humana, incluidos los llenos no controlados, generalmente vertederos de 
escombros o de basuras y las estructuras construidas con base en diseños de ingeniería. En este 
último caso, están compuestos de materiales seleccionados y compactados con base en diseños 
especiales. Esta unidad tiene cierta importancia en la zona de estudio por los llenos controlados del 
aeropuerto José María Córdoba y la presa del embalse La Fe, compuestos de arenas limosas y limos 
de baja compresibilidad. 
 
302 
 
4.2.6 Profundidad del basamento 
El espesor medio del regolito, evaluado con centenares de sondeos eléctricos verticales, llega a 70 
m con una desviación estándar de 40 m y valores extremos de 0 y 280 m. En los bordes del área 
definida por la cota 2200 son comunes los depósitos de ladera y ocasionalmente depósitos coluviales 
que cubren las terrazas y las colinas bajas o se interdigitan con ellas (Universidad Nacional, 2000). 
En la Tabla 57 se encuentra un resumen de la información sobre espesor del regolito y posición del 
nivel freático obtenida en 374 perforaciones para los proyectos hidroeléctricos en el Oriente 
Antioqueño, discriminados en cuatro categorías: 
1: perforación localizada en el tercio superior de la pendiente. 
2: perforación localizada en el tercio medio de la pendiente. 
3: perforación localizada en la vaguada. 
4: perforación localizada en el tercio medio de la pendiente. 
Tabla 57. Profundidad de la meteorización y del nivel freático en vertientes del Batolito Antioqueño. 
Localidad P Espesor del regolito Profundidad de nivel freático 
Máxima Mínima Media D.E. Máxima Mínima Media D.E. 
Calderas 1 -- -- -- -- -- -- -- -- 
2 72.4 28.7 4.5 12.7 60.5 14.7 31.9 12.4 
3 69.7 18.1 33 14.9 23.5 10.0 15.2 4.5 
4 30.8 0.0 23.6 16.2 5.º 0.0 2.4 2.6 
 65.4 0.0 41.3 18.6 60.5 0.0 19.8 15.3 
Jaguas 1 75.5 37.0 65.4 -- 34.0 27.0 14.1 -- 
2 76.2 25.5 45.7 -- 34.1 1.7 14.8 -- 
3 86.9 5.0 35.1 -- 9.0 0.0 9.0 -- 
4 51.0 18.7 34.7 -- 38,5 0.0 4.6 -- 
 86.9 5.0 41.0 17.0 38.5 0.0 11.3 9.9 
Playas 1 61.3 27.5 48.5 10.2 57.5 10.0 30.2 13.8 
2 54.7 10.0 35.2 3.3 36.4 1.0 20.4 11.9 
3 62.8 6.8 29.4 11.7 25.5 1.0 13.3 7.3 
4 40.5 
 69.8 5.8 34.0 14.7 56.2 0.0 16.9 12.9 
Punchiná 1 55.4 13.9 40.6 8.2 45.0 13.1 28.3 7.1 
2 63.2 14.1 32.0 13.3 32.0 2.6 21.4 7.8 
3 45.9 1.0 20.5 9.8 20.0 0.3 8.3 5.4 
4 13.5 0.0 17.5 4.3 3.5 0.4 1.2 1.1 
 53.2 0.0 26.7 13.4 45.0 0.3 17.0 11.4 
Puerto Velho 1 -- -- 45.0 -- -- -- -- -- 
2 -- -- 43.0 -- -- -- -- -- 
3 -- -- 31.0 -- -- -- -- -- 
4 -- -- 10.0 -- -- -- -- -- 
 -- -- 31.0 14 -- -- -- -- 
Santa Rita 1 -- -- 46.0 13.5 -- -- -- -- 
2 -- -- 36.0 8.0 -- -- -- -- 
3 -- -- 26.0 8.0 -- -- -- -- 
4 -- -- 17.0 7.5 -- -- -- -- 
 -- -- 40.0 13.0 -- -- -- 
Fuente: Feininger (1971) 
 
303 
 
En la Tabla 58 se encuentra un resumen regional de la profundidad de la meteorización en el Oriente 
Antioqueño, discriminada de la misma manera. En la Figura 69 se observa la distribución la espacial 
de la profundidad del basamento en la Cuenca del Río Nare. 
Tabla 58. Distribución regional del espesor del regolito en el Oriente Antioqueño. 
Posición Media Desviación Numero de 
1 60 12 55 
2 40 15 72 3 27 14 103 
4 26 12 23 
Fuente: Bermúdez H. & Márquez, J. 1990. 
 
Figura 69. Distribución espacial de la profundidad del basamento en la Cuenca del Río Nare. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño. 
La información contenida en estas dos tablas ha sido utilizada para estimar el espesor del regoliito y 
la profundidad del nivel freático. La extrapolación ha sido hecha en la totalidad de la cuenca bajo el 
supuesto que las rocas cristalinas ígneo-metamórficas presentan una respuesta similar ante los 
agentes de intemperismo que son esencialmente iguales en toda la cuenca. Además se ha tenido 
en cuenta que en los escarpes y elfondo de los cañones el espesor de regolito es nulo. Así mismo, 
el espesor del regolito observado en los afloramientos de la Formación Mesa es cercano a cero y 
corresponde a un incipiente desarrollo de suelo orgánico. 
 
304 
 
4.2.7 Profundidad del nivel freático 
El nivel freático observado en aljibes y manantiales debidamente referenciados fue observado en 
122 puntos, en el estudio preparado por la Universidad Nacional (2000). A partir de esa información, 
del análisis estadístico y, de la morfología se ha preparado el mapa de la Figura 70. Debe anotarse 
que la posición del nivel freático puede presentar cambios en el tiempo y, en consecuencia, esta 
información debe ser utilizada con cuidado. Como una indicación general puede anotarse que han 
sido observadas variaciones en el nivel freático entre 4 y 10 metros en registros de 20 años de 
duración en ambientes hidrogeólogicos diferentes en la terraza de Bucaramanga, en el Valle de la 
Vega (Yopal), y en las laderas del Valle de Aburrá. 
 
Figura 70. Profundidad del nivel freático para la Cuenca del Río Nare objeto de estudio. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
 
 
305 
 
4.2.8 Tectónica 
La posición actual de la Cuenca del Río Nare resultó de la elevación de la Cordillera Central durante 
la Orogenia Andina, movimiento que tuvo lugar a lo largo de unas cuantas fallas maestras a lo largo 
de los ríos Magdalena y Cauca. 
La Cordillera de los Andes, con una historia de doscientos millones de años, es el resultado de la 
subducción de la bajo la Placa de Nazca bajo la Placa Sudamericana; la organización estructural de 
los Andes responde a los esfuerzos generados por la interacción de las placas Nazca y Pacífico. A 
pesar del marco tectónico común en toda la cadena a lo largo del continente, su evolución presenta 
notables diferencias de Sur a Norte, y la evolución en territorio Colombiano tiene características 
propias. 
La historia de la formación de los Andes Colombianos puede categorizarse en dos etapas, una 
primera etapa de tipo extensional desde Jurásico-Cretáceo Inferior y una segunda etapa 
compresional a partir del Cretáceo Superior al Reciente 
La Protocordillera Central existía ya en el Triásico – Jurásico, época en la que fueron emplazados 
los Batolitos de Segovia y de Sonsón. La elevación de esta protocordillera tuvo lugar en los períodos 
Triásico y Jurásico a medida que se desintegraba Pángea. Durante el cretácico ocurre una nueva 
transgresión marina en la que el mar existente al oriente de la Cordillera Central avanza hacia el Sur 
hasta el Putumayo. Las fallas de la margen oriental de la Cordillera Central (Palestina, Otú, Nus) 
resultaron de la actividad tectónica de esta época. 
La actividad tectónica durante el Paleoceno y Mioceno dio lugar a la Orogenia pre-andina, plegando 
las estructuras, levantándolas por encima del nivel general de erosión y haciendo desplazar las rocas 
más rígidas de la Cordillera Central. Los procesos erosivos de largo alcance generaron extensas 
penillanuras cuyos relictos, levantados durante la Orogenia Andina, constituyen los altiplanos 
actuales con sus diferentes niveles de superficies de erosión. Las fallas con orientación Noroeste y 
Noreste están asociadas al campo de esfuerzos compresivos de la interacción de las placas Nazca 
y Suramérica 
El Cuaternario está caracterizado por la elevación de la Cordillera Andina hasta su altura actual. 
Hace aproximadamente un millón de años ocurrió el Pulso Orogénico Andino Tardío con un nuevo 
levantamiento y la reanudación de fuerte erosión. 
 
306 
 
4.2.8.1 Diaclasamiento 
La orientación de las diaclasas presenta una extraordinaria regularidad en el conjunto de los 
afloramientos inspeccionados. En cada afloramiento pueden identificarse entre cuatro y seis 
conjuntos principales de diaclasas de los cuales tres son dominantes (Foto 22). 
 
Foto 22. Diaclasamiento en rocas del Batolito de Segovia. Quebrada Sonar, margen derecha del río 
Nare, vereda Peña Flor municipio de Puerto Nare. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
El espaciamiento medio entre diaclasas es bastante regular, del orden de 0.3 m; la variación de este 
valor es menor de un afloramiento a otro que en el interior de cada afloramiento. Los menores valores 
de distancia entre diaclasas se encuentran en la proximidad a las zonas de falla. La abertura de las 
diaclasas también presenta grandes variaciones desde diaclasas cerradas o con abertura de 0.05 
mm hasta aberturas de varios milímetros. El valor medio de la abertura de las diaclasas es 
relativamente elevado, y diferente en un orden de magnitud con la respectiva moda, debido a la 
influencia que en este valor tienen aberturas superficiales grandes. 
El diagrama polar de la Figura 71 muestra la distribución espacial de las diaclasas en el Batolito 
Antioqueño. En este diagrama debe destacarse el predominio de los conjuntos de diaclasas 
subverticales con orientación hacia el Este, el Oeste, el Noreste y el Suroeste, a más de un quinto 
conjunto de diaclasas horizontales. 
En la zona entre Marinilla y Guatapé los conjuntos dominantes de diaclasas son así mismo 
subhorizontales y subverticales orientadas al Este y al Oeste, a más de un conjunto orientado al 
 
307 
 
Noreste con inclinación de 50º, y un cuarto conjunto orientado 80º/15º. El diagrama polar de la Figura 
72 ilustra la distribución espacial de este conjunto de diaclasas. 
En la zona entre San Rafael y El Charcón las direcciones dominantes en los conjuntos de diaclasas 
son subhorizontales, 10/30, subverticales con dirección al Este,-90/50-80 70/90, y en el intervalo 80-
90/50-80. En la Figura 74 esta ilustrada esta distribución de orientaciones de diaclasas. 
En la zona de Balseadero las direcciones dominantes de los conjuntos de diaclasas son 
subhorizontales, 7/90, subverticales con dirección al Noreste y Suroeste y en las direcciones 70/135 
y 80/20. En la Figura 74 está ilustrada la distribución de orientaciones de diaclasas en este sector. 
 
Figura 71. Diagrama polar de distribución espacial de las diaclasas en el Batolito Antioqueño. 
Fuente: preparado por J. C. Gómez a partir de los datos de Álvarez, R., 1971, Fracturamiento en el Batolito 
Antioqueño, Tesis de grado, Facultad de Minas, Medellín. 
 
Figura 72. Diagrama polar de distribución espacial de las diaclasas en el Batolito Antioqueño entre 
Marinilla y Guatapé. 
 
308 
 
Fuente: preparado por J. C. Gómez a partir de los datos de Álvarez, R., 1971, Fracturamiento en el Batolito 
Antioqueño, Tesis de grado, Facultad de Minas, Medellín. 
 
Figura 73. Ilustra la distribución de orientaciones de diaclasas en el sector San Rafael-El Charcón. 
Fuente: preparado por J. C. Gómez y a partir de los datos de Álvarez, R., 1971, Fracturamiento en el Batolito 
Antioqueño, Tesis de grado, Facultad de Minas, Medellín. 
 
 
Figura 74. Distribución de orientaciones de diaclasas en el sector Balseadero. 
Fuente: preparado por J. C. Gómez a partir de los datos de Álvarez, R., 1971, Fracturamiento en el Batolito 
Antioqueño, Tesis de grado, Facultad de Minas, Medellín. 
Los diagramas presentados en este numeral indican que existe una extraordinaria uniformidad en el 
fracturamiento del Batolito que responde al hecho que las fracturas son la respuesta de un cuerpo 
 
309 
 
homogéneo a un mismo campo de fuerzas tectónicas que ha definido la orientación de fallas y 
fracturas en la roca en el Oriente Antioqueño. 
4.2.8.2 Fallas 
En la literatura geológica se han reportado numerosas fallas en la cuenca, muchas de ellas como 
contactos entre las rocas metamórficas. Los alineamientos identificables en la cartografía y en las 
imágenes de sensores remotos permiten postular la existencia de un mayor número de ellos, la 
mayor parte con dirección Noreste y Este – Oeste. En la Figura 75 se encuentra la distribución de 
fallas y alineamientos en la Cuenca del Río Nare. 
 
Figura 75. Distribución de fallas y alineamientos enla Cuenca del Río Nare. 
Fuente: Compilación a partir de las Planchas 131,132, 147,148, y 149 de INGEOMINAS. 
El patrón de alineamiento de la cuenca presenta una tendencia marcada en dirección Norte – Sur y 
Noroeste. Las fallas y alineamientos más destacados en la cuenca son: 
Palestina: falla maestra en los Andes Colombianos. Es esta una falla de rumbo con dirección general 
Norte-Sur y desplazamiento derecho en el margen oriental de la Cordillera central, corta rocas ígneas 
 
310 
 
y metamórficas en una longitud cercana a los 350 km de longitud, con 28 km de desplazamiento. 
Collins et al (1981) y Woodward & Clyde (1983) la catalogan como falla activa. 
Nus Sur: falla de rumbo dextrolateral con dirección Norte-Sur y cerca de 26 km de longitud que pone 
en contacto las Sedimentitas de Segovia con el Batolito de Segovia. 
Otú Sur: falla de con dirección NNE y cerca de 15 km de longitud, que pone en contacto las rocas 
metamórficas con el Batolito de Segovia. 
Se reconoce por geomorfología, la presencia de quiebres de pendientes asociadas a silletas, y un 
fuerte lineamiento estructural concordante con el curso de un cuerpo de agua. Este lineamiento 
describe la traza de la Falla Otú, y en este sector, de la Vereda La Mesa, del municipio de Caracolí, 
separa tajantemente dos unidades geológicas; las rocas ígneas plutónicas que serían de 
composición diorítica asociadas al Batolito de Segovia, y a los cuerpos de Mármoles que se agrupan 
en el Complejo Cajamarca. Evidencia de dicho cambio tajante asociado a la falla, es el cambio 
geológico, se pasa de tener aflorando mármoles y bloques de roca de igual composición en sus 
vertientes, a suelos rojizos derivados de la meteorización de las rocas ígneas del Batolito de Segovia 
(Foto 23 y Foto 24). Además, la vegetación, cambia de zonas boscosas a potreros. 
 
Foto 23. Cambio geológico por medio de un contacto Fallado. Note los bloques de mármol en la parte 
proximal de la foto, y el cambio en la coloración de los suelos fruto de la meteorización de una 
roca ígnea asociada al Batolito de Segovia. Vereda La Mesa, municipio de Caracolí 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
Bagre Sur: Pone en contacto las Sedimentitas de Segovia con la formación La Cristalina y el Batolito 
de Segovia en una longitud de 10 km. 
 
311 
 
Jordán: extensión norte de la falla Cocorná, con dirección general Norte-Sur y cerca de 20 km de 
longitud, entre el río Samaná Norte y el río Nare. Probablemente activa (Woodward & Clyde, 1981). 
Nare: falla normal en dirección Noroeste con cerca de 40 km de longitud, corta rocas del Batolito 
Antioqueño en toda su longitud, controla gran parte del cauce del río Nare y afecta la Superficie de 
Erosión Río Negro. 
 
Foto 24. Rocas del Batolito de Segovia con estructura de brecha de falla en Quebrada Sonar al 
desembocar al río Nare. Margen derecha del río Nare, vereda Peña Flor municipio de Puerto Nare. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
 
312 
 
4.3 HIDROGEOLOGÍA 
4.3.1 Introducción 
La hidrogeología de la Cuenca del Río Nare no ha sido estudiada hasta ahora, excepto en su extremo 
oriental que fue parte de una evaluación por Arizmendy et al (2002). Diferentes aspectos de la 
hidrogeología de la Zona Central de Antioquia que pueden tener relevancia para esta cuenca han 
sido tratados previamente por Hidalgo & Hoyos (1998) Hoyos (1984, 1985, 1996a, 1996b, 1998, 
2000,2013, 2015), Herrera, J.,Hoyos, F. & Vélez, J, (2007) Hoyos & Arias (2004) Hoyos & Arnason 
(1995,1998), Hoyos et al (1998), Universidad Nacional (1997, 2000), Vélez et al (1998). En estas 
investigaciones fueron utilizados, a más de los criterios y técnicas convencionales, información de 
isótopos estables de Hidrógeno y Oxígeno. La geología, la hidrología fueron examinadas a escala 
regional y local como insumos necesarios y complementados con información isotópica e 
hidrogeoquímica para refinar los elementos de juicio y los argumentos en que se fundamenta el 
modelo hidrogeológico. 
La Zona Central y suroriental de Antioquia está conformada por un conjunto de áreas de relieve bajo, 
correspondientes a superficies de erosión, cortadas por profundos cañones y separadas entre sí por 
contrahuellas topográficas que en ocasiones corresponden a escarpes en el sentido estricto del 
término. De interés en esta investigación son las superficies de erosión II, III y IV. Estas zonas de 
relieve bajo están conformadas por un núcleo ígneo- metamórfico, cuyos productos de meteorización 
forman gruesos mantos de limos y arenas limosas sobre los que se encuentra una cubierta ubicua 
de andosoles derivados de las cenizas volcánicas del Macizo Ruiz Tolima. 
A escala regional las aguas subterráneas proceden de la precipitación en los Valles de San Nicolás 
La Unión y en las superficies de erosión, incluyendo un importante aporte de la infiltración desde los 
embalses del sistema hidroeléctrico del Oriente Antioqueño. La infiltración en las vertientes es 
mínima al punto que su aporte puede considerarse insignificante en el balance hidrogeológico. El 
agua subterránea fluye desde las zonas de recarga hacia el Valle del Magdalena y es descargada 
por todo el sistema de drenaje, que incluye desde los manantiales hasta los Ríos Medellín, Negro-
Nare, Samaná Norte, Samaná Sur, y Cocorná. A escala local el agua subterránea procede de la 
precipitación en el Nivel Caracolí-Jordán de la Superficie de Erosión III de la Cordillera Central. 
4.3.2 Unidades hidrogeológicas 
En la evaluación hidrogeológica de la cuenca debe anotarse de entrada que su potencial acuífero es 
limitado toda vez que los depósitos aluviales y de terrazas son muy someros, y los horizontes con 
 
313 
 
potencial acuífero en la Formación Mesa están limitados a los horizontes de conglomerados cuyo 
espesor es así mismo limitado. 
Estrictamente debe considerarse que ninguna de las unidades geológicas de la cuenca constituye 
un acuífero como masa de roca o de suelo suficientemente permeable para permitir el flujo del agua 
y su extracción económica por medio de pozos o su descarga en manantiales y ríos (Bates & 
Jackson,1980), dado que las rocas del basamento tienen una conductividad hidráulica muy baja, 
salvo en las zonas de falla; los suelos residuales y los depósitos de vertiente son impermeables al 
flujo gravitacional y de baja permeabilidad al flujo forzado por formas de energía diferentes a la 
gravitatoria. Las unidades geológicas en la cuenca, salvo los depósitos aluviales, las terrazas y los 
horizontes de conglomerados que afloran en superficie constituyen acuitardos. 
Puede considerarse que en la totalidad de la extensión de la Cuenca del Río Nare existen acuítardos 
en los suelos residuales cuya recarga tiene lugar parcialmente por infiltración de la precipitación local 
a lo largo de discontinuidades y parcialmente por infiltración a escala regional. Estos acuíferos 
constituyen las celdas de circulación local de Toth (1963) y su descarga tiene lugar en gran medida 
a lo largo de los humedales en las vaguadas y de las corrientes permanentes de agua. En este punto 
es preciso anotar que la circulación del agua en estas formaciones con baja permeabilidad tiene 
lugar a lo largo de las discontinuidades litológicas o estructurales, o a lo largo de canales producto 
de bioturbación. 
En los suelos residuales es posible encontrar acuíferos y fuentes saladas. La resistividad real igual 
o inferior a 10 Ohm-m en estos suelos puede ser interpretada como indicador de la presencia de 
acuíferos salado 
Las unidades hidrogeológicas de la Cuenca del Río Nare pueden clasificarse en cuatro grandes 
categorías: 
 Acuíferos libres en aluviones y terrazas 
 Acuíferos libres en conglomerados de la Formación Mesa. 
 Acuíferos confinados en conglomerados de la Formación Mesa. 
 Acuitardos en la Formación Mesa. 
 Acuitardos libres en suelos residuales 
 Acuitardos en basamento rocoso 
 Acuitardos salobres en basamento rocoso314 
 
4.3.2.1 Acuíferos libres en aluviones y terrazas 
Depósitos someros de aluviones con capacidad limitada de producción de agua en el largo plazo. 
4.3.2.2 Acuíferos libres en la Formación Mesa. 
Los acuíferos libres en la Formación Mesa están limitados a los horizontes de conglomerados de la 
Formación Mesa que afloran en superficie, toda vez que los demás horizontes de la Formación están 
compuestos por arenitas y limolitas cuya permeabilidad es inferior a 10-7 m/s. Sin embargo el espesor 
de estos horizontes puede alcanzar menos de 10 m, de acuerdo con los resultados de los sondeos 
geofísicos reportados por Arizmendy et al (2002). La delimitación de las zonas de acuíferos libres en 
los municipios de Puerto Berrío y Puerto Nare, hecha por estos autores queda ilustrada en la Figura 
76. 
 
315 
 
 
Figura 76. Delimitacion de zonas de acuíferos libres entre Puero Berrío y Puerto Nare. 
Fuente: Figura 16 de Arizmendy, R., Salazar, J., Vélez, M. V., Caballero, H., 2002, Evaluación del potencial 
acuífero de los municipios de Puerto Berrío y Puerto Nare. 
En la Figura 77 tomada de Arizmendy et al (2002) se encuentra el mapa de isopiezas entre Puerto 
Berrío y Puerto Nare. 
 
316 
 
 
Figura 77. Isopiezas entre Puerto Berrío y Puerot Nare. 
Fuente: Figura 13 de Arizmendy, R., Salazar, J., Vélez, M. V., Caballero, H., 2002, Evaluación del potencial 
acuífero de los municipios de Puerto Berrío y Puerto Nare. 
4.3.2.3 Acuíferos confinados en la Formación Mesa 
Horizontes de conglomerados de la Formación Mesa cubiertos por horizontes de arenitas y limolitas. 
El espesor de estos horizontes apenas alcanza un par de decenas de metros, según la evaluación 
con métodos geofísicos reportada por Arizmendy et al (2002), ilustrada en la Figura 78. Su potencial 
acuífero, en consecuencia, es muy limitado. En la Figura 79 se encuentra la localización de los 
acuiferos confinados entre Puero Berrío y Puerto Nare según Arizmendy et al. (2002). 
 
317 
 
 
Figura 78. Posición del horizonte de conglomerados entre horizontes de lodolitas y arenitas, en un 
corte geologico al sur del área urbana de Puerto Nare. 
Fuente: Figura 9 de Arizmendy; R., Salazar, J., Vélez, M. V., Caballero, H., 2002, Evaluación del potencial 
acuífero de los municipios de Puerto Berrío y Puerto Nare. Corte geologico L-L` en las veredas Pena Flor y 
Mulas. 
 
Figura 79. Localización de acuiferos confinados entre Puerto Berrío y Puerto Nare. 
Fuente: Figura 9 de Arizmendy; R., Salazar, J., Vélez, M. V., Caballero, H., 2002, Evaluación del potencial 
acuífero de los municipios de Puerto Berrío y Puerto Nare. Ubicación de zonas acuíferas confinadas. 
 
318 
 
4.3.2.4 Acuitardos en la Formación Mesa 
La baja permeabilidad de las arenitas y lodolitas de la Formación Mesa hace que ellas constituyan 
el sello de los acuíferos confinados de la Formación Mesa. 
4.3.2.5 Acuitardos libres en regolitos 
Puede considerarse que en la totalidad de la Cuenca del Río Nare existen acuitardos libres en los 
suelos residuales cuya recarga tiene lugar parcialmente por infiltración de la precipitación local y 
parcialmente por infiltración a escala regional. Estos acuíferos constituyen las celdas de circulación 
local de Toth (1963) y su descarga tiene lugar en gran medida a lo largo de los humedales en las 
vaguadas y de las corrientes permanentes de agua. En este punto es preciso anotar que la 
circulación del agua en estas formaciones con baja permeabilidad tiene lugar a lo largo de las 
discontinuidades litológicas o estructurales, o a lo largo de canales producto de bioturbación. La bien 
conocida estructura columnar de los andosoles favorece la infiltración en el primer horizonte del 
regolito que puede ser, y de hecho es, retardada en los suelos residuales y en los depósitos de 
vertiente por la menor densidad de discontinuidades en ellos. La Foto 25 ilustra la estructura 
columnar de los andosoles que facilita la infiltración y el contraste con el suelo residual. En la interface 
se destaca el horizonte gley como evidencia de condiciones reductoras por la acumulación estacional 
de agua sobre el horizonte de suelo residual. 
 
Foto 25. Estructura columnar en andosol sobre suelo residual y horizonte gley en la base del Andosol. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antioqueño, 2016. 
 
 
319 
 
4.3.2.6 Acuitardos libres en el basamento rocos 
En el macizo rocoso se encuentran acuitardos cuya ocurrencia depende principalmente de la 
intensidad y del patrón de fracturación de la roca. La combinación de intensidad de fracturamiento 
de la roca y la abertura media de las discontinuidades permiten estimar el coeficiente de 
permeabilidad media de este macizo en 3*10-6 cms-1 en su parte superior y del orden de 10-6 a 10-7 
cms-1 en profundidad. En las zonas de falla este valor puede ser mayor. El flujo en estos acuitardos 
libres en rocas fracturadas corresponde en parte a la que Toth (1963) llama circulación intermedia y 
en parte a la circulación local. 
4.3.2.7 Acuitardos confinados en rocas fracturadas 
El agua subterránea en el basamento rocoso puede encontrarse a una presión mayor que la 
hidrostática cuando el sello del regolito sobre el basamento impide el flujo del agua hacia superficie; 
la presión en la base del regolito puede variar con el tiempo, de manera que la condición de acuitardo 
confinado puede ser transitoria. El autor conoce evidencias de este tipo de acuitardo en los Valles 
de Aburrá y de La Ceja. 
4.3.2.8 Acuitardos salobres 
Un rasgo frecuente en los registros geoeléctricos en amplias zonas del Altiplano Central de Antioquia, 
es la ocurrencia de zonas de muy baja resistividad que, en ocasiones, disminuye a valores menores 
de 10 Ohm-m en el regolito y de 100 Ohm-m en el basamento rocoso. Estos valores mínimos pueden 
ser interpretados como indicadores de la existencia de acuíferos salobres. Si bien es cierto que los 
valores inferiores a 10 Ohm en el regolito puede ser interpretado como indicadores de la existencia 
de arcillas saturadas, la interpretación de estos valores como indicadores de la existencia de 
acuitardos salobres es más plausible dada la escasez de arcillas en los regolitos tropicales y la 
existencia de manifestaciones de aguas saladas en superficie y elementos toponímicos que 
coinciden espacialmente con los registros geoeléctricos que han sido interpretados de esta manera 
(Universidad Nacional, 2000). La existencia de fuentes saladas en la región, algunas de las cuales 
fueron objeto de explotación industrial hasta bien entrado el siglo XX, es un elemento de juicio 
adicional que permite interpretar las señales de baja resistividad como indicadoras de la ocurrencia 
de acuitardos salobres. Existe además el antecedente cercano en la vertiente occidental del Valle 
de Aburrá donde se encontró un acuífero salado en el basamento con una concentración de sales 
de 165 g/l, durante la excavación de uno de los túneles del Proyecto Río Grande. De igual manera, 
en los estudios hidrogeológicos para el túnel aburra oriente fueron identificados anomalías de baja 
resistividad en el basamento que pueden ser interpretadas como indicadora de la ocurrencia de 
 
320 
 
acuíferos salobres. Así mismo, durante la construcción del túnel de oriente se han encontrado aguas 
salobres confirmando las anomalías de baja resistividad. 
4.3.3 Conductividad hidráulica en el subsuelo 
4.3.3.1 Conductividad hidráulica en el regolito 
En la preparación del modelo hidrogeológico es de importancia básica contar con los valores de 
conductividad hidráulica del terreno tanto en superficie como en el subsuelo. La gráfica de la Figura 
80 ilustra la relación entre el coeficiente de permeabilidad y el Límite Líquido de suelos cohesivos. 
El límite liquido de los limos del regolito se encuentra en el intervalo 40-50, lo que implica que su 
conductividad hidráulica se encuentra en el intervalo 10-6 – 10-8 cm/s. 
 
Figura 80. Relación entre límite líquido y permeabilidad calculada apartir de resultados de ensayos de 
consolidación. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño 
Así mismo las rocas del basamento tienen una conductividad hidráulica muy bajo, salvo en las zonas 
de falla. 
 La distribución vertical de la permeabilidad del regolito y del macizo rocoso comprende de 
manera general: 
 Un suelo residual maduro compuesto de limos de baja permeabilidad, que normalmente tiene 
varios metros de espesor y una permeabilidad de 10-6 a 10-8 cms-1. 
 
321 
 
 Una zona saprolítica de espesor variable que puede alcanzar varias decenas de metros de limos 
arenosos y arenas limosas oxidadas con permeabilidad del orden de 10-6 a 10-7 cms-1. 
 Por debajo del saprolito se encuentra una zona de gruss que puede tener hasta varias decenas 
de metros de espesor y un coeficiente de permeabilidad del orden de 10-5 cms-1. 
Los valores presentados en el párrafo anterior se refieren a la conductividad hidráulica de los 
diferentes horizontes de los materiales de la masa del regolito. En la masa misma esta conductividad 
esta modificada por la ocurrencia de discontinuidades litológicas o estructurales a lo largo de las 
cuales ocurre una parte importante del flujo en los suelos cohesivos. Esta distribución general está 
modificada localmente por las características propias del terreno donde puede faltar uno o más de 
los elementos superiores, por la presencia de discontinuidades y canales subterráneos, por efecto 
de tubificación o, en el caso del Campo de Dolinas de Santa Elena, por las características especiales 
de circulación del agua en un terreno cruzado de canales subterráneos comunicados con el exterior 
por sumideros a través de los cuales puede fluir la totalidad de la escorrentía. 
4.3.3.2 Conductividad hidráulica en el macizo rocoso 
La conductividad hidráulica del macizo rocoso depende de la ocurrencia y de las condiciones de las 
discontinuidades sean ellas diaclasas o zonas de falla. En los numerales 3.1.2.1 y 3.1.2.2 fue 
presentada ya la evaluación de la conductividad del macizo rocoso en la zona central de Antioquia, 
con valores del orden de 3*10-4 ms-1 y 3*10-3 cms-1 en las zonas de falla, y del orden de 5*10-4 cms-
1 a 5*10-5 cms-1 por efecto de las diaclasas. A escala regional el conjunto de diaclasas tiene mayor 
importancia en la evaluación del flujo del agua subterránea; a escala local la mayor importancia la 
tienen indudablemente las fallas. 
La densidad del fracturamiento y la abertura modal de las discontinuidades controla la permeabilidad 
secundaria en el macizo rocoso, de acuerdo con la expresión propuesta por Louis (1967), ilustrada 
en la Figura 81. La abertura de diaclasas medida en superficie debe considerarse como un valor 
máximo para efecto de los cálculos de permeabilidad secundaria del macizo rocoso. En el cálculo 
del coeficiente de conductividad hidráulica equivalente hemos utilizado la moda como valor 
representativo de la abertura de las diaclasas debido al efecto de reducción que tienen éstas cuando 
interceptan las aberturas mayores. 
 
 
 
322 
 
 
Figura 81. Nomograma para la evaluación de la permeabilidad en macizos rocosos. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño, 2016. 
Las aberturas de las diaclasas en profundidad pueden ser menores a las que se observa en 
superficie debido a la presión litostática que da lugar a una disminución de la abertura de las 
diaclasas; por otra parte el agua cargada de iones deposita sales en ellas y forma rellenos que 
disminuyen sustancialmente la conductividad hidráulica del macizo rocoso. En el caso de las zonas 
cársicas el ensanchamiento de las diaclasas por disolución puede dar lugar a un incremento de la 
conductividad hidráulica de dos tres órdenes de magnitud en igualdad de condiciones de distribución 
de las diaclasas. 
A guisa de ilustración puede compararse la conductividad hidráulica resultante de un espaciamiento 
entre diaclasas igual a 0.3 m con una abertura modal de 0.01 cm, y la conductividad hidráulica 
resultante si la abertura de las diaclasas se reduce a la mitad. La permeabilidad del macizo rocoso 
en el primer caso es del orden de 5*10-6 ms-1, y en el segundo de 5*10-7 ms-1. Estos valores han sido 
validados con la información disponible del caudal infiltrado durante la construcción de túneles en 
este ambiente geológico. La conductividad hidráulica calculada con base en la expresión de Louis 
es similar a la conductividad hidráulica media calculada con base en los datos de infiltración al Túnel 
de la Fe durante su construcción, 5*10-7 ms-1, y a la estimada para el Túnel de Occidente y para el 
Túnel de la Quiebra después de terminada su construcción. El registro de caudal captado en el Túnel 
de la Fe se encuentra en la Figura 82. 
 
Co
efic
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eab
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ad (
cm
/s)
Tamaño de abertura (cm)
100 di
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s/met
ro
10 dia
clasas/
metro
1 diac
lasa/m
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323 
 
 
Figura 82. Flujo captado en un túnel por diaclasas al cruzar el macizo rocoso fracturado en el Altiplano 
Central de Antioquia. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño. 2016. 
Las zonas de falla pueden constituir conductos hidráulicos entre los acuíferos libres, sea que éstos 
se encuentren en regolito o en roca fracturada, y los acuíferos confinados en el basamento rocoso. 
Las condiciones de fracturamiento de las zonas de falla pueden dan lugar a una conductividad 
hidráulica en ellas superior a 10-4 ms-1. Del cálculo de la conductividad hidráulica con base en datos 
de varias zonas de falla en el Altiplano Central de Antioquia resultan valores entre 3*10-6 ms-1 y 3*10-
5 ms-1. La Figura 83 ilustra la magnitud que puede tener la conductividad hidráulica en una zona de 
falla: el Túnel La Fe captó 8 m3s-1 en una distancia de 500 m al atravesar una de ellas. 
 
324 
 
 
Figura 83. Flujo captado en un túnel al atravesar una falla en el Altiplano Central de Antioquia. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño, 2016. 
El uso de métodos geofísicos aporta criterios que permiten entender mejor la posibilidad del flujo en 
medios fracturados. Los valores de resistividad obtenidos en los sondeos eléctricos verticales en los 
valles de San Nicolás y de la Unión (Universidad Nacional, 2000, Hoyos et al, 2004) y en el Planalto 
de Santa Elena – Piedras Blancas indican que efectivamente existe un fuerte contraste en la 
permeabilidad del macizo rocoso en superficie, o inmediatamente por debajo del regolito, y a 
mayores profundidades. El valor de la resistividad del orden de 1500 a 3000 Ohmm, medido por 
debajo del regolito fue interpretado como correspondiente a roca fracturada y saturada, en tanto que 
el valor de la resistividad en la roca sana del basamento es mayor de 10 000 Ohmm. 
En el basamento se presentan variaciones importantes que se reflejan en los registros de los 
sondeos eléctricos verticales y que han sido interpretados como rocas fracturadas con resistividad 
del orden de 1000 a 3000 Ohmm cuando están saturadas con agua corriente, y del orden de 100, y 
aun menores, cuando están saturadas con agua salada. 
4.3.4 Isótopos estables de Hidrógeno y Oxígeno en el sistema hidrogeológico 
La base de la aplicación de las técnicas isotópicas aplicadas a la hidrología es la existencia de 
isótopos estables de Oxígeno, 16O, 17O y 18O, e Hidrógeno, H y D, y la regularidad de la variación 
del contenido de dichos isótopos estables en la composición del agua. Su condición de isótopos 
 
325 
 
estables la regularidad de su variación en función de las condiciones de evaporación y de 
condensación permiten seguir su pista en el ciclo hidrológico con certeza. 
Los contenidos de Deuterio y Oxigeno 18 del agua lluvia, presentan una elevada correlación lineal 
conocida como la recta meteórica, o recta de Craig, cuya versión para Colombia se muestra en la 
Figura 84. 
 
Figura 84. Recta Meteórica para Colombia (preparada con datos del autor y de otras fuentes). 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño, 2016. 
Los datos que se apartan significativamentede esta recta no corresponden a aguas lluvias, o 
corresponden a aguas lluvias que han sido modificadas por evaporación o por contaminación con 
efluentes domésticos o industriales en los cuerpos o corrientes de agua. Las modificaciones más 
comunes son debidas a procesos de evaporación en lagos y lagunas, a intercambio isotópico con 
los medios en los que fluye, o a contaminación con productos químicos y desechos líquidos urbanos. 
En todos los casos el efecto es más notorio en el contenido de Oxígeno 18 que en el contenido de 
Deuterio. 
Dado que la magnitud del fraccionamiento por evaporación es diferente para los isótopos de 
Hidrógeno y Oxígeno, la relación constante entre Deuterio y Oxigeno 16 en el agua lluvia no se 
mantiene, de modo que el agua que ha sufrido un proceso de evaporación se presenta un 
 
326 
 
enriquecimiento relativo de Oxigeno. Esta condición se aprecia como un desplazamiento hacia la 
derecha respecto a la recta meteórica. 
La variación en la composición isotópica depende de las condiciones de evaporación y de 
condensación de las masas de agua en la hidrosfera, lo que implica que ella depende básicamente 
de una variable, la temperatura media del ambiente en que ocurre la evaporación o la condensación. 
Ello hace, de una parte que pueda reconocerse si el agua que se encuentra en un determinado sitio 
es agua lluvia o meteórica, agua juvenil, o agua que ha sufrido un fuerte proceso de evaporación, o 
ha sido contaminada con productos químicos. 
Una segunda regularidad útil en el análisis que nos ocupa es la variación que puede tener el agua 
lluvia por las condiciones de temperatura en las que se produce la condensación y la correspondiente 
precipitación. Dado que en las regiones equinocciales la temperatura ambiente es una función de la 
temperatura, el contenido isotópico del agua lluvia varía en función de la altura de precipitación. La 
evaluación, identificación y valoración de esta función permite determinar un gradiente orográfico de 
contenido isotópico en el agua lluvia, información clave para determinar las zonas de recarga. En la 
Figura 85 y Figura 86 se encuentran estas funciones para Colombia con información desde el nivel 
del mar hasta el Volcán Nevado del Ruiz; en el gráfico las abscisas están dadas en metros sobre el 
nivel del mar. 
 
Figura 85. Gradiente orográfico del Deuterio para Colombia. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño, 2016. 
 
327 
 
 
Figura 86. Gradiente orográfico de Oxígeno 18 para Colombia. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño, 2016. 
La investigación hidrogeológica del sistema Valle de San Nicolás-Valle de Aburrá ha permitido definir 
sin lugar a dudas la transferencia de aguas subterráneas entre el planalto de Santa Elena y el Valle 
de San Nicolás hacia el Valle de Aburrá, y desde el Valle de La Unión hacia el Valle de San Nicolás. 
En la Figura 87 se muestra la variación del contenido de Deuterio con la altura de precipitación en 
Colombia combinada con contenido de Deuterio en manantiales en los Valles de Aburrá y San 
Nicolás. 
 
328 
 
 
Figura 87. Variación del contenido de Deuterio con la altura de precipitación en Colombia combinada 
con contenido de Deuterio en manantiales en los Valles de Aburrá y San Nicolás. 
Fuente: Consorcio POMCAS Oriente Antiqueño 
En este gráfico puede apreciarse cómo los contenidos isotópicos del agua de los manantiales se 
agrupan en dos conjuntos bien definidos: uno por encima de la cota 2100 m y otro por debajo de 
esta cota. Los manantiales que se encuentran en cotas inferiores a 2100 presentan un contenido 
medio de Deuterio, δD, alrededor de -80 por mil, en tanto que los manantiales que se encuentran en 
cotas mayores que 2100 m presentan un contenido medio de Deuterio, δD, alrededor de -83 por mil. 
Esta diferenciación indica que los primeros tienen su zona de recarga en el Valle de Rionegro donde 
la precipitación presenta esta señal isotópica, y los segundos tienen su zona de recarga en el Planalto 
de Santa Elena donde la precipitación presenta un contenido de Deuterio medio de este mismo tenor. 
La Figura 87 muestra estos dos conjuntos bien definidos con sus límites en la cota 2000 y en el 
δD=81. (Hoyos, 2013) 
La discriminación de los dos conjuntos se hace más clara cuando se depuran los datos con base en 
las observaciones de campo. Dos de las muestras corresponden a dos amagamientos cuya posición 
topográfica permiten suponer que las muestras colectadas tenían un aporte de agua de escorrentía. 
Si se excluyen estos dos datos la distribución del contenido de Deuterio define nítidamente los dos 
conjuntos ya enunciados. En este punto es interesante anotar los valores obtenidos en las aguas de 
la Quebrada Santa Elena en las cotas 2540 y 2005: el contenido de Deuterio de ambas muestras es 
esencialmente igual, lo que implica que el agua aportada en la cuenca por exfiltración desde el 
macizo entre estas dos cotas tiene el mismo contenido isotópico del agua del Planalto de Santa 
Elena (Hoyos, 2013) 
 
329 
 
Esta misma caracterización isotópica del agua subterránea ha sido registrada en la Cordillera 
Oriental, entre el altiplano y el piedemonte llanero, en el Macizo de Santander, y entre el Parque Los 
Nevados y las estribaciones de la vertiente occidental de la Cordillera Central. La generalización de 
estas observaciones se encuentra en la base de la formulación del modelo hidrogeológico de la 
Cuenca del Río Nare. 
4.3.5 Zonas de recarga 
La infiltración del agua en el suelo y la circulación posterior en el subsuelo es un proceso complejo 
que depende al menos de tres conjuntos de factores: 
1. Las características topográficas, estructurales y texturales del terreno. El relieve local bajo de los 
parajes donde predomina la topografía plana u ondulada facilita la acumulación de materiales 
relativamente sueltos. La topografía suave y la mayor capacidad de infiltración de la parte superior 
del regolito permiten una alta tasa de infiltración. En contraste en laderas de alta pendiente 
predominan los escarpes rocosos o los suelos cohesivos de baja permeabilidad donde la tasa de 
infiltración es muy baja y está limitada sólo a la parte más superficial del terreno. A escala regional 
es preciso discriminar el papel de la topografía en el flujo del agua subterránea. 
El flujo del agua subterránea está controlado en gran medida por los gradientes locales y regionales 
y cada una de estas categorías determina la escala del flujo del agua subterránea (Tóth, 1963, 
Freeze & Cherry, 1979). En las regiones donde son comunes los valles pequeños y medianos puede 
definirse un sistema de flujo local cuyo nivel de base está dado por las vaguadas de los valles; es el 
caso de las cuencas de las quebradas en el Altiplano. A su vez las divisiones fisiográficas mayores 
dan lugar a un flujo a escala regional que circula por debajo de las celdas locales que en este caso 
corresponde al flujo que se establece entre el Altiplano Central de Antioquia y el Valle de Aburrá. 
Este sistema complejo de flujos subterráneos locales, y regional, tiene interés en la medida en que 
permite introducir un criterio de discriminación en el flujo de agua subterránea que permite entender 
la conexión hidráulica entre el altiplano y el Valle de Aburrá. 
Por debajo del primer horizonte permeable el flujo del agua procede en el regolito y en la masa 
rocosa a lo largo de todo tipo de discontinuidades (macroporos, diaclasas, planos de estratificación, 
zonas de falla). Tales discontinuidades, particularmente las zonas de fracturamiento asociadas a las 
fallas funcionan como verdaderos conductos hidráulicos, y el macizo rocoso llega a ser un acuífero 
en el sentido estricto del término. Donde el fracturamiento y la ocurrencia de amplias aberturas son 
muy altos, el flujo subterráneo del agua puede ser dominante como ocurre en el Campo de Dolinas 
de Santa Elena y en las zonas cársicas del Oriente Antioqueño. 
 
330 
 
2. Las condiciones ambientales: temperatura,