Informe-Geol-Estructural-surPaipa_2003

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INFORME TÉCNICO 
CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA Y ESTRUCTURAL SECTOR SUR DEL MUNICIPIO DE 
PAIPA 
 
PROYECTO DE GEODINÁMICA 
 
 
Francisco Velandia 
 
 
Bogotá, diciembre de 2003 
 
 
REPÚBLICA DE COLOMBIA 
MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA 
INSTITUTO DE INVESTIGACIÓN E INFORMACIÓN GEOCIENTÍFICA, MINERO-
AMBIENTAL Y NUCLEAR 
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INFORME TÉCNICO 
CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA Y ESTRUCTURAL SECTOR SUR DEL MUNICIPIO 
DE PAIPA 
 
INTRODUCCIÓN 
 
Dentro del estudio que INGEOMINAS adelanta en el área de Paipa para explicar el sistema 
geotérmico, se llevó a cabo la cartografía geológica y estructural de la zona como apoyo del 
Proyecto de Geodinámica (RG503 al Proyecto de Geotermia (RS203). Este informe técnico 
describe las principales unidades y estructuras geológicas que afloran en la zona así como su 
distribución, generación y relación con las fuentes termales. 
 
La zona seleccionada para cartografía geológica cubre un área de 130 km2 al sur de la 
cabecera municipal de Paipa y hace parte del Altiplano Cundiboyacense en medio de la 
Cordillera Oriental de Colombia (zona axial). El área está incluida en la Plancha 171-Duitama 
de la cartografía geológica regional realizada por Ingeominas en trabajo de Renzoni & Rosas 
(1983), donde se muestran las rocas sedimentarias del Cretácico y Terciario como las 
predominantes en la zona, así como las principales estructuras falladas de tipo regional. 
Además, de esta cartografía regional, en la zona se han realizado estudios de tesis de la 
Universidad Nacional sobre el termalismo y las volcanitas de Paipa (Ferreira & Hernández, 
1988 y Hernández & Osorio, 1990). Sin embargo, tanto la cartografía local como los modelos 
presentados para la zona de interés necesita una actualización y detalle tal que permita explicar 
en forma más completa el marco tectónico (fuente de calor-volcanismo y geología estructural) 
del sistema geotérmico de Paipa. 
 
Para el presente estudio se procedió inicialmente a la consulta de la información existente y a 
la interpretación de imágenes de satélite en forma análoga en escala regional (1:250.000) y 
digital en varias escalas con base en una composición en falso color 452 (Rojo-Verde-Azul) de 
la imagen Landsat P7R56, con expansión de contraste por ecualización de histogramas 
procesada por el geólogo Henry Villegas del área de Reconocimientos Geocientíficos. Con el 
esquema de estructuras regionales obtenido de esta forma, se llevó a cabo una interpretación 
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digital de la imagen de satélite en mayor escala (hasta 1:70.000) y de fotografías aéreas en 
escalas aproximadas 1:40.000 a 1:20.000, en las cuales se identificaron las unidades 
litológicas aflorantes en la zona, sus contactos y estructuras falladas. Con la cartografía de la 
fotointerpretación se realizó una campaña de campo de 20 días para hacer descripción de 
afloramientos y medida de rumbo y buzamiento de las unidades, así como de datos 
estructurales de las fallas. Adicional y paralelamente, durante la fase de campo se tomaron 
datos de estrías para realizar un estudio de microtectónica como tesis de grado de la 
Universidad de Caldas por Mary Luz Raigosa y Diana Robledo, la cual también aporta para 
entender el actual comportamiento de las fallas en la zona. 
 
El geólogo Francisco Velandia realizó la interpretación regional (Velandia, 2003) y la 
cartografía geológica de las unidades sedimentarias y fallas de la zona de interés en escala 
1:25.000, la cual se presenta en el mapa anexo, que también incluye la cartografía de las 
volcanitas realizada por el geólogo Héctor Cepeda. En campo se contó con la asesoría de los 
geólogos Jorge Acosta y Jaime Romero. Con base en la cartografía geológica Francisco 
Velandia y Jorge Acosta elaboraron secciones transversales o cortes geológicos (en el mapa) 
que además se apoyaron en la interpretación de las líneas sísmicas identificadas como T93-
1440, 1490 y1280. 
 
MARCO TECTÓNICO 
 
El municipio de Paipa se localiza en la parte axial de la Cordillera Oriental de Colombia, en 
una región cuyo basamento lo componen rocas metamórficas y sedimentarias del Paleozoico, 
así como intrusivas y extrusivas del Jurásico que afloran en el Macizo de Floresta, hacia el NE 
de Paipa. En la zona afloran rocas sedimentarias jurásicas en estructuras regionales como el 
Anticlinal de Arcabuco. Sobre el basamento ocurre la secuencia cretácica sedimentaria con 
diferencias en facies y espesores, por el control tectónico de fallas como Boyacá y Soapaga. 
Se presentan igualmente rocas del Paleógeno y depósitos inconsolidados del Neógeno y 
Cuaternario que cubren parte del área y dificultan la interpretación de relaciones estructurales 
entre las unidades preneógenas en el Altiplano Cundiboyacense. 
 
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Los modelos de evolución de la parte central de la Cordillera Oriental muestran una etapa de 
acumulación en ambiente distensivo (rifting) durante la conformación de una cuenca de 
retroarco o back-arc desde el Triásico-Jurásico e inclusive parte del Cretácico temprano, con 
dos depocentros separados por un alto intra-cuenca constituido por un basamento somero 
denominado Alto Santander, cuya prolongación aflora hoy en el Macizo de Floresta (De 
Freitas et al., 1997). Para esta fase de rifting algunos autores como Dengo & Covey (1993) 
muestran la Falla Boyacá con movimiento normal, como uno de los límites de la serie de 
grabens de la cuenca. Esta etapa de rifting terminó en el Cretácico temprano para dar inicio a 
la fase de subsidencia termal (Acosta, 2002), durante la cual se dio el depósito de la espesa 
secuencia sedimentaria marina. A finales del Cretácico se presentó un cambio de ambiente y 
se depositaron sedimentos continentales en una cuenca de antepaís como resultado del 
levantamiento provocado por la acreción de la Cordillera Occidental (Cooper et al., 1995). 
Este ambiente continental prevalece durante el Paleógeno. 
 
La orogénesis y progresiva erosión de la Cordillera Central durante el Eoceno-Mioceno se 
registra en las secuencias de conglomerados, areniscas y limolitas de la Cuenca del Valle 
Superior del Magdalena y del borde occidental de la actual Cordillera Oriental (Butler & 
Schamel, 1988; Wellman, 1970); sin embargo, en el área entre las actuales fallas Soapaga y 
Boyacá, no hay registro del Oligoceno, ni del Mioceno temprano, lo que podría indicar que 
esta zona ya constituía un alto topográfico por influencia del levantamiento de la Cordillera 
Central y no hubo depósito o bien que las unidades fueron erosionadas durante las fases 
posteriores de levantamiento de la Cordillera Oriental. Estos aspectos son aún tema para 
posteriores estudios de estratigrafía y evolución tectónica de la Cordillera Oriental de 
Colombia. 
 
Durante el Mioceno tardío y el Plioceno se generó un cinturón de plegamiento y 
cabalgamiento en la Cordillera Oriental, seguido por el levantamiento regional de toda la 
cadena en el Plioceno-Pleistoceno (Dengo & Covey, 1993). Estos autores caracterizan el 
levantamiento con fallas de cabalgamiento y retrocabalgamiento con despegues en las 
unidades sedimentarias incompetentes del Cretácico y con fallas de basamento relacionadas 
con la inversión tectónica positiva a lo largo de antiguas fallas normales del Mesozoico como 
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la Falla Boyacá. Esta inversión tectónica en la Cordillera Oriental ha sido documentada por 
autores como Fabre (1983), Colletta et al. (1990), Dengo & Covey (1993), Cooper et al. 
(1995), entre otros, que sin embargo no tienen en cuenta movimientos de rumbo para el 
levantamiento. Estos modelos interpretan en general una cordillera con transporte tectónico 
hacia los Llanos Orientales y regionalmente consideran las fallas del piedemonte oriental 
como cabalgamientos y las del borde occidental como retrocabalgamientos, con un nivel de 
despegue regional en la corteza media que alcanza a decapitar estructuras de horts y grabens 
del Mesozoico (Dengo & Covey, 1993).La componente de rumbo durante el levantamiento de la Cordillera Oriental desde el Plioceno, 
es decir, una tectónica transpresiva, ha sido considerada por autores como De Freitas et al. 
(1997), Kammer (1999), Taboada et al. (2000), Sarmiento (2001) y Acosta (2002). Este 
movimiento de rumbo afectaría incluso las estructuras con inversión tectónica en la zona axial 
de la cordillera, donde ésta presenta su mayor simetría. Uno de los puntos de discusión entre 
los modelos compresivos y estos transpresivos es la inclinación de fallas como Soapaga y 
Boyacá. Para los primeros, estas fallas representan un estilo estructural de escama gruesa por 
involucrar basamento y, sin embargo, son cabalgamientos de muy bajo ángulo que afectan la 
cobertera sedimentaria. Para los segundos, estas fallas, si bien se comportan como 
cabalgamientos en algunos sectores, están relacionadas regionalmente con estructuras de alto 
ángulo o subverticales en profundidad que caracterizan la zona axial de la cordillera, y 
configuran una gran estructura en flor positiva como lo muestran Taboada et al. (2000). 
 
La interpretación regional de imágenes de satélite (Fig. 1), permite reconocer rasgos lineales 
relacionados con la prolongación hacia el SW de las fallas Boyacá, Soapaga y otras asociadas, 
así como la identificación de geoformas propias de movimientos de transcurrencia adicional al 
desplazamiento vertical de las fallas. En relación con el trazo principal de la Falla Boyacá, se 
identifican ganchos de flexión al norte de Paipa (Fig. 1), cuya disposición indica un 
movimiento lateral derecho. De igual manera, la ubicación de la Cuenca de Sotaquirá (W de 
Paipa) puede estar relacionada con un salto lateral de la falla por un desplazamiento dextral 
para configurar una cuenca de tracción (Velandia, 2003). 
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En la imagen Landsat se identifican también estructuras lineales de tipo regional como las 
fallas Chivatá y Tunja, ya referenciadas por Reyes (2001), las cuales se interpretan como parte 
de un sistema imbricado de la Falla Boyacá por propagación del cabalgamiento y con 
transporte tectónico al SE; sin embargo, es posible que además de este movimiento en la 
vertical también se incluya desplazamientos en el rumbo tal como lo sugiere la terminación 
oblicua de pliegues con respecto al trazo principal de las fallas (Fig. 1). 
 
Además de las fallas longitudinales (NE) identificadas, en el área se presenta un patrón de 
lineamientos transversales (NW) que posiblemente están relacionados con fallas de basamento 
que controlaron incluso al sedimentación cretácica, esto por las diferencias en litología y 
espesores de las unidades que afloran especialmente en el Sinclinal Los Medios; este mismo 
lineamiento relaciona los cuerpos volcánicos de Paipa e Iza por lo que es factible atribuirle un 
carácter distensivo. Para la etapa de rifting estas estructuras se interpretan como una zona de 
trasferencia perpendicular a las fallas normales principales y luego en la fase de levantamiento 
andino como fallas reactivadas también en forma distensiva o transtensiva. Este fallamiento 
transversal ha sido documentado para la Cordillera Oriental por autores como Gómez (1991), 
Reyes (1993), Ujueta (1993), De Freitas (1997) y Acosta (2002). 
 
ESTRATIGRAFIA (Cartografía escala 1:25.000) 
 
Se presenta una descripción litológica de las unidades geológicas reconocidas en el área de los 
alrededores del municipio de Paipa, la cual hace parte del Altiplano Cundiboyacense, en la 
zona axial de la Cordillera Oriental, donde son comunes los sedimentos del Neógeno y 
Cuaternario, así como las rocas sedimentarias del Cretácico y Paleógeno. De especial interés 
son las volcanitas que afloran en el área y que pueden tener relación con la fuente de calor del 
sistema geotérmico. Este capítulo de estratigrafía presenta una breve descripción de las 
unidades geológicas aflorantes, desde la más antigua reconocida hasta los depósitos más 
recientes. 
 
Formación Tibasosa (Kt) 
 
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Esta unidad fue descrita por Renzoni (1981) y cartografiada por Renzoni & Rosas (1983), 
quienes muestran al SE de Paipa el conjunto denominado Miembro calcáreo superior (Kmt1), 
compuesto por shales grises oscuros, calizas y areniscas, ricos en restos fósiles que les permite 
datar la unidad como Albiano medio a Albiano superior en el Cretácico inferior. Estos autores 
calculan para este miembro un espesor de 132 a 150 m. 
 
Formación Une (Ku) 
 
La Formación Une aparece hacia el oriente del área con niveles predominantemente duros en 
morfología alomada a escarpada. Se observan afloramientos de capas delgadas a gruesas con 
laminación cruzada de areniscas cuarzosas de grano tamaño grueso a fino según conformen 
paquetes más espesos o delgados, en alguno niveles es conglomerático; su grano varía de 
subredondeado a redondeado; son maduras y friables y presentan óxidos de hierro. Se 
presentan intercalaciones relativamente abundantes de shale pardo a gris en capas finas a 
gruesas. Renzoni (1981) describe la Formación Une como concordante sobre la Formación 
Tibasosa, le asigna un espesor de 510 m en el área y una edad de Albiano superior a 
Cenomaniano. 
 
Grupo Churuvita (Kch) 
 
La unidad se localiza hacia el oriente del área en valles de pendientes suaves. Aflora con 
intercalaciones de capas delgadas a gruesas con estratificación plana paralela continua de shale 
negro con areniscas cuarzosas de grano fino con niveles abundantes en glauconita, muscovita, 
restos fósiles de bivalvos, escamas de peces e ichnofósiles (thalassinoides); también algunos 
niveles de caliza. Los escasos afloramientos en la zona no permitieron diferenciar los dos 
grandes conjuntos que en otras áreas conforman la unidad (formaciones Churuvita y San 
Rafael), sin embargo se mantiene el nombre de “Grupo” utilizado en la cartografía de Renzoni 
& Rosas (1983) con las consideraciones de Renzoni (1981), quien le infiere una edad del 
Cenomaniano a Turoniano y un espesor aproximado de 215 m en el extremo SE de la Plancha 
171-Duitama, donde se localiza la zona de interés. 
 
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Formación Conejo (Kc) 
 
Nombre propuesto por Renzoni (1981) para una sucesión de shales negros con intercalaciones 
de areniscas, limolitas y calizas. En la zona aflora en capas medias a muy gruesas de shale 
negro con intercalaciones delgadas de areniscas cuarzosas de grano fino. Se distinguen 
concreciones calcáreas “rueda de carreta”. Renzoni (1981) establece una edad Coniaciano a 
Santoniano para la Formación Conejo y reporta 165 m de espesor en sección levantada en el 
extremo SE de la Plancha 171-Duitama. 
 
Formación Plaeners (Kpl) 
 
Esta formación hace parte del Grupo Guadalupe, unidad ampliamente distribuida en el 
Altiplano Cundiboyacense. En el área aflora en capas delgadas a medias de liditas siliceas 
intensamente fracturadas, con niveles ricos en fosforitas, foraminíferos (sifogenerinoides), 
escamas y restos de peces. Generalmente los afloramientos aparecen cizallados y con pliegues 
en chevron. Según estudios recientes de cartografía llevados a cabo por INGEOMINAS, la 
unidad no es correlacionable con la Formación Plaeners de la Sabana de Bogotá, sino con 
niveles correspondientes a cambios faciales de la Formación Arenisca Dura (Reyes G., 
comunicación personal); por esta razón no citan referencias de edades de esta unidad ni las 
otras del Grupo Guadalupe, ya que quizás no sean correlacionables en edad con las aflorantes 
en la Sabana de Bogota. Renzoni (1981) reporta un espesor aproximado de 100 m en columna 
estratigráfica levantada en el extremo SE de la Plancha 171-Duitama. 
 
Formación Los Pinos (Klp) 
 
El nombre de esta unidad ha sido tomado de Ulloa & Rodríguez (1979), quienes la definieron 
como “Miembro Los Pinos” en el Cuadrángulo J-13 Sogamoso y la ubican entre las 
formaciones Labor y Tierna. Sin embargo, este criterio ha sido modificado por varios autorespara denominar como Formación Los Pinos a una unidad de similares características ubicada 
entre las formaciones Plaeners y Labor-Tierna de Renzoni & Rosas (1983), pudiendo 
corresponder con cambios faciales desde el sitio donde fue definida inicialmente; en este 
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sentido Díaz & Sotelo (1995) cartografían la unidad en el municipio de Paipa al norte de la 
zona de interés y con el mismo criterio se muestra en el presente trabajo con la posibilidad de 
que se trate de la sucesión inferior de la Formación Labor-Tierna de Renzoni (1981). En la 
zona predominan los paquetes blandos de limolitas negras a verdes en capas medias a muy 
gruesas con intercalaciones de areniscas cuarzosas en capas medias a delgadas en 
estratificación ondulada paralela y algunos niveles presentan ichnofósiles. También capas 
delgadas a muy delgadas de lidítas silíceas de color gris claro; arcillolitas y limolitas 
laminadas color crema a gris; niveles esporádicos de calizas lumaquélicas e impregnaciones de 
sales. La poca exposición de la unidad no permite un cálculo de su espesor, pero se infieren 
100 m en la zona a partir de variaciones laterales de referencias citadas por Díaz & Sotelo 
(1995). 
 
Formación Labor-Tierna (Klt) 
 
La unidad se presenta en morfología alomada con capas medias a muy gruesas de arenisca 
cuarzosa de grano grueso a fino, redondeado a subredondeado; madura y friable. Es posible 
que esta exposición corresponda con la sucesión superior de areniscas de la Formación Labor-
Tierna de Renzoni (1981), la cual presenta un espesor variable por cambios laterales de la 
unidad; sin embargo se infiere un espesor promedio de 100 m en la zona de interés. 
 
Formación Guaduas (KPgg) 
 
Esta unidad de distribución regional en la Cordillera Oriental aflora en la zona como 
arcillolitas y limolitas color violeta, gris y crema en capas medias a muy gruesas y con 
intercalaciones abundantes de areniscas cuarzosas, de grano fino en capas medias a muy 
delgadas con estratificación ondulada paralela continua y con óxidos de hierro. Abundantes 
mantos de carbón. Hacia la parte superior de la unidad en el área, se observan capas gruesas 
masivas de arenisca cuarzosa con laminación lenticular a cruzada, de grano fino 
subredondeado y con abundante matriz arcillosa, con intercalaciones delgadas de arcillolita 
gris. Se le asigna un espesor aproximado en la zona de 500 m. Según Var Der Hammen 
(1958,en Renzoni, 1981) esta formación tiene una edad desde Maestrichtiano hasta Paleoceno. 
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Formación Bogotá (Pgb) 
 
Esta formación aflora como una unidad relativamente dura en los cerros al W de Paipa y S de 
la Termoeléctrica. Se trata de areniscas cuarzosas y de líticos en capas delgadas a medias con 
estratificación ondulada no paralela continua a lenticular, con grano fino a grueso, subangular 
a subredondeado. Son friables e inmaduras en su mayoría y se encuentran intercaladas con 
capas medias de limolitas y arcillolitas de color gris a crema; presentan abundantes óxidos 
rojizos. No es posible establecer un espesor en la zona, entre otros aspectos por estar cubierta 
discordantemente por la Formación Tilatá. Renzoni (1981) correlaciona la base de esta unidad 
con la Arenisca del Cacho (Formación Cacho) de la Sabana de Bogotá para inferir también 
una edad paleocena. Hoorn (1988, en Acosta & Ulloa, 1997) le asigna una edad Paleoceno 
tardío a Eoceno temprano en su localidad tipo en la Sabana de Bogotá. Estos mismos autores 
mencionan espesores variables entre 250 y 500 m para esta unidad en el área de la Sabana de 
Bogotá. 
 
Formación Tilatá (NgQt) 
 
Esta unidad está ampliamente distribuida desde la Sabana de Bogotá y a lo largo del Altiplano 
Cundiboyacense hasta Duitama. En la zona aparece en las partes bajas cercanas al Lago 
Sochagota y con morfología suavemente alomada al E de La Casona, hacia la Vereda Cruz de 
Murcia. La unidad se compone predominantemente de niveles arenosos en capas medias a 
gruesas, intercaladas con limolitas y arcillolitas abigarradas. Las arenas son cuarzosas, bien 
seleccionadas, muy friables y de grano que varía de grueso a fino, redondeado a 
subredondeado. Son comunes los óxidos de hierro tanto en los niveles duros como blandos. Se 
presentan capas de lignito, explotados en la zona como carbón de regular calidad. La 
cartografía de la Formación Tilatá se hace en el sentido de Renzoni & Rosas (1983), 
incluyendo las gravas o niveles de conglomerados con matriz arenolimosa y líticos de 
areniscas, chert y cuarzo que conforman lomas redondeadas en la zona y que según Reyes 
(2001) hacen parte de una unidad más antigua. Renzoni (1981) calcula un espesor en el área de 
150 m y reporta una edad del Plioceno a Pleistoceno calculada por Van Der Hammen a partir 
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de palinología de muestras de lignitos. En los alrededores de Paipa, Pardo (en preparación) 
reporta ceniza con cristales angulares de sanidina y plagioclasa en la Frm. Tilatá 
 
Vulcanitas (NgQv) (ver descripción de Cepeda Héctor) 
 
Depósitos volcánicos piroclásticos y domos de composición traquítica (¿) con intercalciones 
de depósitos sedimentarios. 
 
Brecha Hidrotermal (Qbh) 
 
Se trata de un material anómalo por su exposición en medio de limolitas y carbones de la 
Formación Guaduas y que es explotado como puzolana en la cantera de El Durazno. En el 
afloramiento se distinguen fragmentos angulares de variado tamaño, de liditas, areniscas 
cuarzosas y carbón en matriz de arcilla silícea. Se interpreta como resultado de una explosión 
de vapor que trituró y arrastró fragmentos de las formaciones Plaeners, Los Pinos, Labor-
Tierna y Guaduas. Se le asigna una edad cuaternaria ya que se infiere como correspondiente a 
una fase tardía de los eventos volcánicos. 
 
Depósitos Cuaternarios 
 
Estos depósitos se encuentran extendidos en la depresión que marca el nacimiento del río 
Chicamocha, incluyendo zonas bajas como la del Pantano de Vargas, Lago Sochagota y El 
Salitre al sur de Paipa. Se trata de depósitos de arenas, limos, arcillas y conglomerados 
correspondientes a la actividad más reciente de tipo aluvial, lacustre y fluvio-lacustre, los 
cuales estarían descansando en forma discordante sobre la Formación Tilatá. 
 
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL 
 
Con base en la cartografía geológica realizada en escala 1:25.000 en el área de interés, se 
determinó una serie de fallas que complementan el esquema regional obtenido, ya que 
permiten conocer el comportamiento local de las principales estructuras, así como de otras 
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menores asociadas. A continuación se hará una descripción de las fallas cartografiadas (Fig. 
2), teniendo en cuenta una clasificación según su dirección predominante, geometría e 
interpretación de estilo estructural que representan: 
 
Fallas longitudinales NNE 
 
Se trata de fallas con orientación paralela a las fallas principales de Boyacá y Soapaga, es 
decir, noroeste y nor-noroeste (NE y NNE), que coincide con la mayoría de estructuras de la 
Cordillera Oriental y en general de Los Andes del Norte en Colombia. En la zona de interés 
sus trazos son sinuosos y localmente discontinuos por estar cubiertos por depósitos neógenos y 
cuaternarios, tanto sedimentarios como volcano clásticos. Las principales estructuras 
reconocidas de occidente a oriente, son: 
 
Falla El Bizcocho 
 
La falla recibe este nombre por el sitio donde se observa el contacto fallado entre limolitas de 
la Formación Guaduas y areniscas cuarzosas de la Formación Labor-Tierna, por la carretera 
Paipa – Toca, en la Vereda La Playa. La expresión más sur de la falla se presenta en la Vereda 
El Tunal, Sector La Laguna y afecta rocas del Cretácico Superior de morfología abrupta y se 
puede seguir al norte hasta la terminación de estas lomas en el valle de la Quebrada Honda, 
donde su trazo se pierde en los depósitos aluviales, pero alinea el curso de la quebrada por un 
tramo hasta 400 m al SW de La Casona,desde donde sigue al norte en segmentos 
interrumpidos por fallas transversales NE y ejerce control en un tramo recto del río 
Chicamocha al occidente de la pista del aeropuerto. Se trata de una falla de cabalgamiento con 
vergencia al oriente. 
 
Falla El Batán 
 
Esta falla se constituye en la principal estructura del área de estudio y el nombre es dado por 
un sitio de agua termal El Batán, cerca de La Playa; al sur su trazo es un lineamiento que 
afecta los depósitos volcánicos de Olitas en su costado occidental y controla el curso de la 
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quebrada Calderitas hasta su desembocadura en la Quebrada Honda Grande, desde donde se 
hace más evidente poniendo en contacto los niveles de lodolitas silíceas de la Formación 
Plaeners con los depósitos de la Formación Tilatá, en especial con niveles que contienen 
lignito; esta relación se observa en el Cerro El Volador, en canteras de material de recebo de 
liditas sobre los niveles de lignito que son también explotados (Fig. 3). La falla continua al 
norte pasando por debajo de material más espeso de la Formación Tilatá que presenta 
abombamiento al occidente del trazo de falla, la cual al norte afecta de nuevo la Formación 
Plaeners, junto con parte de la Formación Conejo, colocándolas en contacto con el Grupo 
Churuvita, en una relación de “joven sobre antiguo” que se explicará más adelante. Por sus 
características litológicas la base de la Formación Plaeners actúa como la zona de despegue 
para la ocurrencia de los cabalgamientos con vergencia al oriente, cuyo frente está 
representado por la Falla El Batán (Fig. 4). 
 
Falla Rancho Grande 
 
Esta estructura es una falla local que afecta los depósitos de la Formación Tilatá entre el Cerro 
El Volador y la carretera Paipa – Pantano de Vargas, pasando por el sitio Rancho Grande de 
donde toma su nombre; se observa especialmente desplazando en forma dextral niveles de 
conglomerados aluviales relacionados con la base de la unidad sedimentaria, los cuales son 
diferenciados por Reyes (2001) como una unidad más antigua. Esta falla actúa como una falla 
oblicua que además de su movimiento de rumbo tiene una componente vertical con vergencia 
al occidente. 
 
Falla Buenavista 
 
La falla tiene un trazo sinuoso que afecta la secuencia del Grupo Churuvita al occidente del 
depósito volcánico de Pan de Azúcar y localmente es cubierto por la Formación Tilatá; hacia 
el norte de la carretera Paipa – Pantano de Vargas, la falla pone en contacto el Grupo 
Churuvita al oriente con la Formación Conejo al occidente y parece continuar al norte bajo los 
depósitos aluviales del río Chicamocha. Su efecto se aprecia especialmente en la quebrada que 
pasa por el sitio Buenavista y drena al occidente hasta la quebrada Honda Grande, donde 
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niveles de areniscas del Grupo Churuvita aparecen recristalizados y brechados. La estructura 
actúa como un cabalgamiento con vergencia al noroccidente y despegue en el Grupo 
Churuvita (Fig. 4); su trazo es desplazado aproximadamente 200 m en forma dextral por la 
Falla Rancho Grande entre los sitios El Cerrito y Puente de La Magdalena en la carretera 
Paipa – Pantano de Vargas. 
 
Falla Agua Tibia 
 
El trazo de esta estructura es rectilíneo, discontinuo e interrumpido localmente por fallas NW. 
En el sur del área, controla parcialmente el curso de las quebradas Cortaderal y Honda Grande, 
y posiblemente es la responsable de los escarpes rectos y continuos que presentan al oriente 
los depósitos volcánicos de Olitas. Al norte de la quebrada Honda Grande su trazo sigue por la 
quebrada Agua Tibia, de donde toma su nombre y en forma discontinua y cubierto por los 
depósitos de Pan de Azúcar, sigue al norte pasando por el sitio Mataredonda desde donde 
controla la disposición rectilínea de cauces menores que drenan al norte hacia el Pantano de 
Vargas. Por su trazo recto se asume como una falla inversa inclinada al occidente, a partir de 
la cual se producen cabalgamientos con vergencia al noroccidente, como la Falla Buenavista 
(Fig. 4). 
 
Falla Lanceros 
 
La estructura tiene expresión morfológica al norte limitando al oriente la depresión del 
Pantano de Vargas. Además, de escarpes, localmente se encuentran estrías de falla en las 
areniscas de la Formación Une que bordean la zona del pantano, especialmente cerca al 
monumento de Los Lanceros, donde la falla recibe su nombre. El trazo continúa al sur con 
lineamientos destacados en los depósitos volcánicos de Pan de Azúcar hasta la quebrada 
Palacio, donde se confunde con estructuras transversales NW. Esta falla, de tipo inverso (Fig. 
4), levanta y limita al occidente un bloque donde regionalmente se distingue un anticlinorio 
con pliegues sinclinales y anticlinales menores involucrados y que afectan la secuencia de las 
formaciones Une y Tibasosa, las cuales son suprayacidas localmente por depósitos fluvio-
glaciares que no se observaron al occidente de la Falla Lanceros. Este bloque está limitado al 
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oriente por la Falla Sopaga (Renzoni & Rosas, 1983), la cual se asume como el frente 
principal de cabalgamiento y por la tanto, la Falla Lanceros actuaría regionalmente como un 
retrocabalgamiento. 
 
Interpretación fallas longitudinales 
 
El análisis de las estructuras longitudinales que aparecen en la zona de interés permite una 
interpretación que se representa en los cortes geológicos de la Fig. 4. Básicamente se observa 
que estas fallas representan dos estilos estructurales: - uno que afecta el basamento y que se 
considera de “piel gruesa”, el cual también corta la secuencia de cobertera y - otro con fallas 
de cabalgamiento que se restringen a las rocas sedimentarias de cobertera denominado 
“escamación delgada”. 
 
El estilo de “piel o escamación gruesa” estaría relacionado con las fallas inversas de Lanceros 
y Agua Tibia que en profundidad en el basamento paleozoico tendrían un comportamiento de 
fallas de retrocabalgamiento asociadas a la Falla Soapaga, entre las cuales sería expulsado un 
bloque en forma de “pop-up”. Sin embargo, este movimiento de las fallas inversas se entiende 
como parte del proceso de inversión tectónica que se produjo a lo largo de estructuras que en 
una fase tectónica previa se comportaron como fallas normales, por eso no se infieren grandes 
saltos en las fallas (Fig. 4), sino pequeños desplazamientos relativos producto de la sumatoria 
de movimiento vertical. El bloque entre las fallas Agua Tibia y Lanceros pudo constituir una 
depresión en sentido longitudinal, con continuidad en el actual Pantano de Vargas y que al sur 
fue parcialmente rellena por los depósitos volcánicos. 
 
A partir de la Falla Agua Tibia y con despegue en el Grupo Churuvita se genera un frente de 
cabalgamiento con transporte tectónico al noroccidente, el cual se representa especialmente en 
la Falla Buenavista, con un leve plegamiento de la unidad sedimentaria al occidente de la falla; 
el cabalgamiento progresaría en la Falla Rancho Grande, pero ésta estructura es enterrada al 
sur por un frente más activo que tiene vergencia contraria, representado por la Falla El Batán 
(Fig. 4). 
 
 19 
La “escamación delgada o estilo de piel delgada” está asociada con los cabalgamientos de las 
fallas El Bizcocho y El Batán, donde esta última representa el frente o falla más distal de un 
abanico imbricado de cabalgamientos que con despegue en la base de la Formación Plaeners 
(Fig. 4), se desprenden de la Falla Boyacá y del cual también hacen parte las fallas de Tunja y 
Chivatá (Fig. 1). Este abanico imbricado (Fig. 5) muestra el avance de la deformación y el 
transporte tectónico al oriente a partir de una estructura mayor y a lo largo de una serie de 
fallas relacionadas entre sí por la zona de despegue. 
 
Las fallas del frente del cabalgamiento usualmente generan pliegues anticlinales asociados, en 
los cuales se presentan estructuras locales de acomodación o fallasnormales en la charnela del 
pliegue (Fig. 6). Estas estructuras distensivas se observaron en la cantera de recebo del Cerro 
El Volador, en el tope del pliegue asociado a la Falla El Batán; las fallas normales cortan y 
desplazan tanto las liditas de la Formación Plaeners, como los depósitos recientes de 
conglomerados aluviales dispuestos inconformemente sobre la unidad cretácica (Fig. 7), lo 
que sugiere actividad neotectónica a lo largo del cabalgamiento de la Falla El Batán. 
 
El despegue en la base de la Formación Plaeners y la continua actividad del cabalgamiento de 
la Falla El Batán pueden explicar la disposición de esta unidad sedimentaria sobre una unidad 
más antigua como la Formación Conejo (Fig. 4), pero una segunda explicación para esta 
relación es el empuje de los cabalgamientos de las fallas Buenavista y Rancho Grande, con 
vergencia al noroccidente, especialmente la Falla Rancho Grande, que al encontrar otro nivel 
favorable para despegue puede conformar una estructura de “techo pasivo” o passive roof 
(Fig. 8) y transferir el avance en un retroceso de la secuencia superior (back-step); así se 
podría también explicar el aparente enterramiento de la falla Rancho Grande por la Falla El 
Batán. Sin embargo, la clara expresión del despegue de la Falla El Batán en líneas sísmicas, 
plantea como primera componente el avance del abanico imbricado hacia el oriente y segundo 
la posible combinación por empuje de los cabalgamientos al noroccidente en estructuras de 
techo pasivo. 
 
 
 
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 Fallas transversales NW 
 
Estas estructuras se observan especialmente al suroriente del área de interés como fuertes 
lineamientos que controlan morfología y drenaje. Sobresalen dos fallas paralelas entre sí, 
denominadas Cerro Plateado y Paipa-Iza (Fig. 2), las cuales se localizan principalmente a 
través de los depósitos volcánicos. La primera se distingue por una zona de cizalla en el Cerro 
Plateado, constituido por areniscas de la Formación Une, con un trazo que hacia el NW 
controla el valle de la quebrada Honda Grande y que se puede asumir hasta el cruce con las 
fallas longitudinales de Buenavista y El Batán; esta falla separa los cuerpos volcánicos que 
usualmente se han conocido como Olitas al sur y Pan de Azúcar al norte. La segunda 
estructura se denomina Falla Paipa-Iza por conectar en forma regional el depósito de Olitas y 
el cuerpo volcánico de Iza al SE, su trazo también pasa al sur del Alto Las Peñas. 
 
Estas dos fallas se interpretan como estructuras de basamento relacionadas con una fase 
tectónica anterior de tipo distensivo (fallas normales), las cuales fueron reactivadas localmente 
durante la Orogenia Andina, conservando su carácter de fracturas abiertas que facilitan el paso 
de fluidos hidrotermales; incluso se asumen como fallas de tal profundidad que permiten al 
ascenso de magmas y dan origen al volcanismo reconocido en la zona (en especial la Falla Los 
Volcanes) y que en concepto de Cepeda (este proyecto) reflejarían los límites de una posible 
caldera. Regionalmente la Falla Paipa-Iza tendría una continuidad por debajo de la secuencia 
sedimentaria con escamación delgada hasta el trazo de la Falla Boyacá, al norte de la Cuenca 
de Sotaquirá y limitando al sur la presencia de unidades del Cretácico Inferior del Sinclinal 
Los Medios (Renzoni & Rosas, 1983). Esto permite interpretar a la falla como un límite de 
bloques transversales con control en la sedimentación cretácica y reactivado con efecto en la 
configuración reciente de una cuenca de tracción por el movimiento lateral de la Falla Boyacá 
(Velandia, 2003). La reactivación de las fallas tranversales de Cerro Plateado y Paipa-Iza 
tendría una componente de rumbo sinestral de acuerdo con los desplazamientos morfológicos 
observados regionalmente. 
 
Fallas transversales NE 
 
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En la zona de trabajo se distinguen estructuras con dirección NE y algunas NEE (Fig. 2) 
afectando la secuencia sedimentaria, donde se encontraron estrías de fricción relacionadas con 
la mayoría de estas fallas. Al norte de la zona se localiza la Falla El Hornito, cruzando y 
desplazando en forma lateral derecho el cerro longitudinal de areniscas de la Formación 
Bogotá; la falla continuaría bajo los sedimentos neógenos de la Formación Tilatá y aluviales 
cuaternarios, pasando al sur del cerro donde se localizan las cabañas de Colsubsidio y 
conservando la misma dirección alcanza el extremo sur de la pista del aeropuerto, con posible 
relación con el límite abrupto de las areniscas de la Formación Labor-Tierna con los depósitos 
cuaternarios ricos en sales. 
 
La Falla Canocas es paralela a la anterior y se distingue desde la Vereda El Salitre al 
occidente del área, cruzando el mismo cerro longitudinal, pero poniendo en contacto areniscas 
de la Formación Bogotá al norte con areniscas cuarzosas y limolitas de la Formación Guaduas 
al sur, también con una componente de rumbo dextral. Su trazo pasa por el sitio de cantera El 
Durazno, donde las brechas hidrotermales se explotan para puzolana y desde este sitio controla 
el cauce de la quebrada Canocas (Fig. 9), de donde toma su nombre, para continuar hacia el 
Instituto Técnico Agrícola, debajo de los depósitos cuaternarios, hasta La Casona. 
 
La Falla Santa Rita afecta la Formación Guaduas al suroccidente del área; desplaza en forma 
dextral areniscas de la Formación Labor-Tierna y desde la Vereda El Tunal, Sector La Laguna 
hace cabalgar liditas de la Formación Plaeners sobre litología blanda de la Formación Los 
Pinos hasta unirse con la Falla El Batán cerca de la desembocadura de la quebrada El Tunal en 
la quebrada Calderitas. 
 
Estas tres estructuras se interpretan como una serie de “fallas de desgarre” similares a aquellas 
que al sur de la zona de interés, Reyes (2001) muestra desplazando localmente y en forma 
dextral estructuras longitudinales como la Falla Chivatá, lo cual también se observa en la zona 
con desplazamientos dextrales en el cerro longitudinal limitado regionalmente al occidente por 
la Falla Chivatá, y en la Falla El Bizcocho. Por este efecto sobre las fallas longitudinales se 
asume como el sistema de fallamiento más reciente, que eventualmente puede ser 
contemporáneo con el movimiento a lo largo de cabalgamientos como la Falla El Batán. 
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Incluso se observa que la Falla Rancho Grande desplaza depósitos aluviales recientes o 
neógenos (posible base de la Formación Tilatá) en forma dextral, en el sector donde esta 
estructura muestra una dirección NE, indicando una posible reactivación como falla de 
desgarre, ya que además desplaza dextralmente la Falla Buenavista. Por su disposición y 
geometría, estas fallas también pueden interpretarse como retrocabalgamientos asociados a las 
principales fallas longitudinales con vergencia el oriente (Fig. 4) y en el caso de la Falla Santa 
Rita, como una rampa lateral de este cabalgamiento. 
 
Otras estructuras orientadas más al oriente (NEE y W-E) también se observan al sur del área, 
entre El Hato y el Alto Las Peñas, casi como borde sur del Alto Los Volcanes, y en la 
continuación de la Falla Rancho Grande al limitar al norte los depósitos volcánicos (sur del 
Pantano de Vargas). 
 
En general el modelo obtenido del área estudiada muestra estructuras que se pueden interpretar 
como producto de la reactivación de estructuras antiguas y la generación de nuevas fallas bajo 
el régimen compresivo de la Orogenia Andina, que en el sector muestra rasgos de tectónica 
transpresiva (movimientos combinados en la vertical y en el rumbo a lo largo de fallas 
oblicuas) por efecto de un tensor de esfuerzos, el cual se asume para la zona con dirección de 
122º (Velandia, 2003) a partir de propuestas de Taboada et al, (2000) y Toro (2003). Esta 
transpresión da lugar a los cabalgamientos en estructuras perpendiculares a la dirección del 
tensor y a los desplazamientos en elrumbo en fallas con disposición oblicua debido a la 
partición del esfuerzo que se genera localmente. Las fallas longitudinales y transversales 
configuran bloques que pueden adquirir un movimiento independiente bajo esta tectónica 
transpresiva, incluyendo rotación. Esta cinemática de las fallas de cabalgamiento se ilustra en 
la Fig. 10, y es la base para proponer una aplicación de la interpretación estructural a la 
exploración de aguas termales. No se descarta que la componente de rumbo sinestral a lo largo 
de las fallas tranversales de basamento también pueda producir zonas abiertas por la rotación 
de bloques, las cuales se ubicaría hacia la intersección con las fallas El Batán y Buenavista y 
hacia la esquina opuesta diagonalmente (Hato Viejo). 
 
 
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APLICACIÓN DEL MODELO EN LA EXPLORACIÓN GEOTÉRMICA 
 
Con base en el modelo estructural propuesto para la región y su relación con la ubicación de 
las actuales fuentes termales se determinan zonas promisorias para exploración (Fig. 11), en 
sectores relacionados con: 
 
- El trazo de fallas, especialmente las transversales con dirección NE y las transversales NW, 
ya que pueden permitir el paso de fluidos termales y en las longitudinales NNE, en especial la 
Falla El Batán, por involucrar una unidad con alta porosidad secundaria como las liditas 
intensamente fracturadas de la Formación Plaeners. 
 
- El cruce de fallas longitudinales y transversales, ya que se asume que una conexión de la 
fuente de calor ocurre a lo largo de algunas fallas longitudinales como la Falla Agua Tibia y 
especialmente por las fallas transversales NW, que aunque se localizan por debajo de la 
secuencia de cobertera pueden transmitir los fluidos por la zona de despegue de alta porosidad 
de la Formación Plaeners. En general estas zonas de cruce pueden estar asociadas con la 
presencia de mineralizaciones por flujos hidrotermales. 
 
- Esquinas abiertas por la rotación de bloques entre las fallas El Hornito, Canocas y Santa Rita, 
ya que el movimiento de rumbo dextral genera una distensión cerca al cruce de las fallas de 
desgarre con orientación NE y las fallas longitudinales que son desplazadas (Fig. 10). Esto 
ocurre en las esquinas opuestas al SW y NE de los bloques, mientras en las esquinas contrarias 
(NW y SE) se generarían cabalgamientos y menor posibilidad para el paso de fluidos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
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