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Evolución Geológica y Estratigrafía
del Sector Norte del 
Valle Medio del Magdalena
Gustavo Sarmiento* – Javier Puentes* – Camilo Sierra**
*Departamento de Geociencias de la Universidad Nacional de Colombia, Bogotá, Colombia.
**Lewis Energy Group. San Antonio, Texas. 78216.
En la foto: Biomicrita fosfática limosa de foraminíferos bentónicos, bioclastos fosfáticos y cuarzo con matriz mi-
crítica y fosfática de la base del Miembro Galembo de la Formación La Luna.
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Evolución Geológica y Estratigrafía del
Sector Norte del Valle Medio del Magdalena
G e o l o g í a N o r a n d i n a
RESUMEN
El Valle Medio del Magdalena a partir de la Falla de Cimitarra hacia el norte reviste de características geoló-
gicas que permiten separarlo en sector norte y sur. El sistema de Fallas de La Palestina define el límite occidental 
del norte ya que los rasgos estratigráficos de la Serranía de San Lucas, considerada hasta la fecha como extensión 
de la Cordillera Central, se enmarcan como la parte más occidental de la Cordillera Oriental, sobre la que se acu-
mulan discordantemente los sedimentos Cretácicos del VMM. El Basamento en la parte más norte de este sector 
son las rocas grenvillianas del Neis de San Lucas, prolongación del Neis de Bucaramanga y están suprayacidas 
en contacto discordante por sedimentos de las Formaciones Sudán y Morrocoyal del Jurásico inferior. Sobre estos 
materiales se acumula la espesa columna volcano sedimentaria de la Formación Noreán y se emplazan rocas 
intrusivas como el Batolito de San Lucas y otros localizados en la margen oriental de la Falla de Bucaramanga. 
Datos de edad registran que el episodio ígneo de gran magnitud abarca hasta el Jurásico superior. 
 En el sector norte del VMM se inicia la sedimentación Cretácica al Barremiano más inferior y la actividad ígnea 
prácticamente desaparece, migrando hacia el occidente. El Sinclinal de Nuevo Mundo, estructura aflorante al sur de 
la prolongación de la Falla de Cimitarra, muestra una excelente exposición de las rocas del Cretácico y Cenozoico, 
de ahí la localización de la mayor parte de las secciones tipo aplicables al norte y al sur. La estructura limita hacia 
el NE con la Falla de Bucaramanga y es afectada por ésta en episodios diferentes, al tope del Cretácico, en el Eoceno 
medio y durante el Neógeno, por lo que es posible ver sus efectos en los contactos discordantes. Las unidades estra-
tigráficas se adelgazan fuertemente, tal que los afloramientos del Cretácico son sensiblemente menores en dirección 
norte y el Paleógeno prácticamente no se registra. Es por esto que el SNM en su flanco oriental se constituye en la 
exposición que abarca extensa información referencial y a partir de ella la caracterización del sector norte.
Palabras clave: Valle Medio del Magdalena, Cretácico, Paleógeno, Neógeno, evolución geológica
ABSTRACT
The Middle Magdalena Valley starting from Cimitarra Fault system moving towards the north exhibit par-
ticular geologic characteristics allowing a genetic separation in tow sectors, North and South. The Palestina 
fault system defines the western boundary of the northern sector, up today, the San Lucas Range has been 
considered a branch from the Central Cordillera; the eastern boundary is given by the western flank of the Eas-
tern Cordillera, over which the Middle Magdalena non conformable cretaceous sediments were deposited. For 
the northern part of this sector, the basement is composed by grenvillian rocks that belong to the San Lucas 
Neis, Bucaramanga’s Neis extension, and are overlaid in unconformable contact by the Sudan and Morocoyal 
lower Jurassic formation sediments. Over these materials, the volcanic - sedimentary sediments from the No-
rean Formation were accumulated and intrude rocks such as the Batolito de San Lucas and others localized on 
the Bucaramangas’s fault system eastern margin. Age dating information support evidence of big magnitude 
igneous events covering up to Upper Jurassic.
For the VMM northern sector the cretaceous sedimentation begins during the lower part of Barremian and 
the igneous activity disappears moving to the west. The Mundo Nuevo syncline outcropping structure south of 
Cimitarra’s fault system extension,it’s an excellent location for studding the outcropping Cretaceous and Cenozoic 
sediments, reason why most of the type locations for these sections were located in the north and south of it. The 
structure is bounded toward the north east by Bucaramanga’s fault system and it is affected by the latter in diffe-
rent episodes, at Cretaceous top, Middle Eocene and Neogene. Reason why, it is possible to visualize its effects over 
the discordant boundaries. The stratigraphic units strongly reduce their thicknesses in such way that Cretaceous 
outcrops are very limited to moving north and Paleogene is almost absent. Based on the latter, SNM on its eastern 
flank constitutes the most current reference for understating the northern sector stratigraphy.
Key words: Middle Magdalena Valley. Cretaceous, Paleogene, Neogene, geological evolution.
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CONTENIDO
1. Introducción
 1.1 Generalidades del Valle Medio del Magdalena
 1.2 Metodología
2.	 Sinopsis	Estratigráfica	de	las	Unidades	Pre-Cretácicas,	Cretácicas	y	Terciarias	del
 Valle Medio del Magdalena del Sector Norte y Sinclinal de Nuevo Mundo
 2.1. Estratigrafía de las Unidades Pre-cretácicas 
 2.1.1. Rocas del Basamento Precámbrico del Neis de San Lucas
 2.1.2. Rocas Sedimentarias y Volcano-Sedimentarias e Intrusivas del Triásico y Jurásico
 2.1.2.1. Formación El Sudán
 2.1.2.2. Formación Morrocoyal
 2.1.2.3. Formación Noreán
 2.1.2.4. Granitoide de San Lucas
 2.2. Estratigrafía del Cretácico del Valle Medio del Magdalena y Sinclinal
 de Nuevo Mundo
 2.2.1. Formación Tambor (Conglomerado Basal o Unidad Conglomerática de Arenal)
 2.2.2. Formación Rosa Blanca
 2.2.3. Formaciones Paja, Tablazo y Simití
 2.2.4. Formación Calizas del Salto
 2.2.5. Formación La Luna
 2.2.6. Formación Umir
 2.3. Estratigrafía del Paleógeno
 2.3.1. Formación Lisama
 2.3.2. Formaciones La Paz, Esmeraldas, Mugrosa y Colorado
 2.4. Estratigrafía del Neógeno
 2.4.1. Grupo Real
 2.4.2. Grupo Mesa 
3. Marco Tectónico del Sector Norte del Valle Medio del Magdalena
 3.1. Fallas Regionales que Definen el VMM y Evolución Geológica
 3.1.1. Falla de La Salina
 3.1.2. Falla de Bucaramanga
 3.1.3. Falla de La Palestina
 3.1.4. Sistema de Fallas Paralelas a la Falla de Cimitarra
4. Discusión y Evolución Geológica del Valle Medio del Magdalena
 Agradecimientos
 Referencias
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Evolución Geológica y Estratigrafía del
Sector Norte del Valle Medio del Magdalena
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1. Introducción
1.1. Generalidades del 
 Valle Medio del 
 Magdalena
La Cuenca Sedimentaria del Va-
lle del Magdalena hace referencia 
al rasgo geomorfológico intramon-
tano entre las Cordilleras Central y 
Oriental colombianas, por la que 
discurre aproximadamente en di-
rección norte-sur el Río Magdale-
na. Ha sido subdividida en Valle 
Superior (VSM), Medio (VMM) e 
Inferior(VIM).Esta división se adop-
tó referencialmente en la industria 
petrolera (Fig. 1), en la definición 
de cuencas sedimentarias, por la 
importancia que ha tenido a par-
tir del inicio del siglo pasado en la 
exploración y producción de hidro-
carburos especialmente en el VMM. 
Al Valle Medio se le han asignado 
límites que coinciden con rasgos 
geológicos importantes, como la 
Falla de Ibagué al sur y la Falla infe-
rida del Espíritu Santo al norte se-
parándola del Valle Superior. La Fa-
lla de Palestina separa la Cordillera 
Central del VMM sur, pero al nor-
te son las rocas del Cretácico que 
afloran discordantemente sobre la 
Serranía de San Lucas, las que se 
constituyen en el límite Geográfico 
– Geológico. En el Oriente rocas del 
Cretácico inferior de la Cordillera 
Oriental limitan el VMM a lo largo 
del trazo de la Falla de La Salina, la 
cual es fosilizada y plegadapor el 
Sistema de Fallas de Bucaramanga, 
continuando hacia el Noreste a lo 
largo de dicho trazo con rocas ju-
rásicas intrusivas y volcánicas de la 
Figura 1. Clasificación de las cuencas sedimentarias de Colombia (to-
mado de Ecopetrol, 2000).
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Figura 2. Mapa geológico del Valle medio del Magdalena Se resaltan las 
fallas de mayor importancia regional (Modificado del Mapa Geológico de 
Colombia, Ingeominas, 2007).
Formación Noreán y el complejo 
de rocas metamórficas del Macizo 
de Bucaramanga (Fig. 2).
El VMM es subdivididle en VMM 
norte y VMM sur separados por la 
Falla de Cimitarra al norte de Ba-
rrancabermeja (Fig. 3). Este rasgo 
geotectónico es de gran importan-
cia en los esquemas de sedimenta-
ción de las unidades del Paleógeno 
y del Neógeno, y por lo tanto de 
los objetivos exploratorios que se 
desprenden. Igualmente el efecto 
del sistema de cabalgamientos aso-
ciados a la Falla de Bucaramanga 
cambia el estilo tectónico de las dos 
subcuencas.
El Sinclinal de Nuevo Mundo se 
constituye en la estructura geoló-
gica relevante que descubre ro-
cas desde el basamento y permi-
te caracterizar la estratigrafía del 
Cretácico al Neógeno en el flanco 
oriental de la cuenca. Las localida-
des tipo de las unidades del Valle 
Medio del Magdalena fueron es-
tablecidas en esta estructura por 
los excelentes afloramientos de las 
mismas.
El particular interés en la explora-
ción de hidrocarburos en unidades 
como la Formación La Luna del Va-
lle Medio del Magdalena, asociado 
a un objetivo principal en no con-
vencionales, nace de la equivalencia 
temporal con el Eagle Ford Shale de 
la Cuenca de Texas (Morales et al. 
1958) y a la correspondencia litoló-
gica, que la hacen atractiva por ser 
posible generadora y autoproduc-
tora de gas y petróleo. 
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Figura 3. Fisiografía del Valle Medio del Magdalena VMM Sector Norte de San Lucas y borde 
oriental del Macizo de Santander. Se destacan las fallas de importancia regional y el Sinclinal de 
Nuevo Mundo SNM. SQS corresponde a la ubicación de la sección estratigráfica de la Forma-
ción la Luna en la Quebrada La Sorda.
1.2. Metodología
El presente documento contiene 
información geológica de las unida-
des constituyentes del VMM sector 
Norte incluyendo el basamento, 
los afloramientos reportados hacia 
los flancos oriental, occidental y su 
interpretación en el subsuelo con 
la sísmica disponible y los escasos 
pozos que lo cortan. La base de in-
formación en primera instancia se 
toma a partir de los mapas geológi-
cos escala 1:100.000 publicados por 
el Servicio Geológico Colombiano 
(antes de 2012 Ingeominas), las me-
morias explicativas de estos mapas, 
los informes asequibles y los datos 
consultables de pozos. El escrito es 
una mezcla de la información to-
mada de los afloramientos con sus 
respectivos análisis de laboratorio, 
pero además es compilatorio y se 
hará énfasis en la reinterpretación 
de unidades como por ejemplo la 
Formación Girón, en el sentido que 
de manera genérica se ha denomi-
nado por la industria de los hidro-
carburos, pero que corresponde a la 
unidad volcanogenética de la For-
mación Noreán. Esta unidad ha sido 
documentada en superficie con da-
tos suficientemente confiables, para 
darle la importancia como unidad 
de basamento pre-cretácico en la 
mayor parte del VMM norte.
 
2.	 Sinopsis	Estratigráfica
 de las Unidades
 Pre-Cretácicas, Cretácicas 
 y Terciarias del Valle
 Medio del Magdalena 
 del Sector Norte y
 Sinclinal de Nuevo Mundo
2.1. Estratigrafía de las
 Unidades Pre-Cretácicas
La Serranía de San Lucas SSL 
constituye la prolongación occiden-
tal del VMM sector norte por cuan-
to las unidades del Cretácico repo-
san discordantemente sobre este 
complejo de rocas ígneas intrusivas 
y volcánicas Jurásicas. Hacia el ex-
tremo norte de la SSL se han repor-
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tado las rocas que infrayacen a la Formación No-
reán, que permiten apreciar el basamento más 
antiguo y la relación de afinidad con las rocas del 
Macizo de Santander aflorantes en la Cordillera 
Oriental. Nos referiremos en primer lugar a estas 
unidades haciendo énfasis en los sectores donde 
se reconocen en superficie (Fig. 1).
2.1.1. Rocas del Basamento Precámbrico
 del Neis de San Lucas
Royero (1997) propuso la unidad Neis de San 
Lucas a un conjunto de neises anfibólicos, del 
norte de la Serranía de San Lucas (Plancha Geo-
lógica 64, Barranco de Loba) y E de la prolonga-
ción de la Falla de La Palestina. Consta de neises 
bandeados cuarzo-feldespáticos-hornbléndicos 
y biotíticos principalmente, en ocasiones con 
textura augen. Afloran de manera discontinua 
en la Serranía o como islotes aislados de lo ya 
considerado el Cuaternario de la Depresión 
Momposina del Valle Inferior del Magdalena. Su 
edad es Mesoproterozoica de acuerdo a una da-
tación efectuada sobre una granulita que arrojó 
1.124 ± 22 MA, la cual fecha el metamorfismo 
como perteneciente al evento Grenvilliano. 
Por el carácter litológico de las rocas que 
componen el Neis de San Lucas y el dato de 
edad, su más evidente correlación es con las 
metamorfitas del Neis de Bucaramanga (Kroon-
emberg, 1982; Restrepo - Pace, 1995), aspecto 
que corrobora su correspondencia al Cinturón 
Granulítico, del que también forman parte las 
rocas mesoproterozoicas de los Macizos de Gar-
zón, Sierra Nevada de Santa Marta y la Guajira, 
como fue propuesto por Mantilla et al. (2006a) 
y Clavijo et al. (2008).
El Neis de San Lucas había sido correlacio-
nado litológicamente con rocas néisicas de la 
Cordillera Central (Feininger et al. 1972) y por 
tratarse del basamento de las rocas volcano se-
dimentarias, la Serranía de San Lucas se ha asu-
mido como la extensión hacia el norte, aspecto 
geográfico – geológico hasta la fecha conside-
rado de esta manera, pero que es claramente 
más afín con el sector norte de la Cordillera 
Oriental, lo que permitirá futuras interpretacio-
nes a partir del real límite que es el Sistema de 
Falla de La Palestina.
2.1.2. Rocas Sedimentarias, Volcano-
 Sedimentarias e Intrusivas del
 Triásico y Jurásico
Un complejo de rocas sedimentarias, intrusivas 
y volcano-sedimentarias son el preámbulo del 
inicio de la sedimentación Cretácica. Constituyen 
la mayor parte de la Serranía de San Lucas y de 
las rocas que afloran al W del trazo principal de la 
Falla de Bucaramanga. Las rocas que representan 
el episodio de sedimentación preludio del volca-
nismo son las Formaciones Sudán y Morrocoyal. 
2.1.2.1. Formación El Sudán
La Formación El Sudán fue definida por Geyer 
(1976) (en Mantilla et al. 2006a). Está constituida 
por areniscas, lodolitas rojas y conglomerados. 
En la memoria explicativa de la Plancha Geológi-
ca 64, Barranco de Loba, Mantilla et al. (2006a), 
la describen en su localidad tipo (Ciénaga El Am-
paro, Municipio de Sudán, Departamento de Bo-
lívar, parte norte de la Serranía de San Lucas; Fig. 
3). Hacia la base la unidad es un conglomerado 
de cantos de migmatitas, granitoides y cuarzo 
lechoso (derivados de la erosión del Neis de San 
Lucas que la infrayace), rápida y progresivamente 
varía a conglomerado granular y arenitas líticas. 
En la parte superior se constituye en una suce-
sión de arenitas medias, tobáceas, feldespáticas, 
algo biotíticas e intercalaciones de capas gruesas 
de limolitas y lodolitas rojizas. 
La Formación Sudán es una sucesión grano 
decreciente, de origen continental infrayaci-
da discordantemente (observable) por el Neis 
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Sector Norte del Valle Medio del Magdalena
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Figura 4. Geología de la Serranía de Perijá, sector norte del VMM y Macizo de Santander tomado 
del Mapa Geológico de Colombia escala 1: 1,000.000. T3J1-Pi corresponde al Granitoide de San 
Lucas. JIJ2-VCct a la Formación Noreán. Al W de la F. de Bucaramangaen verde el Cretácico y en 
diferentes tonos de amarillo el Paleógeno y Neógeno.
de San Lucas y suprayacida por la 
Formación Morrocoyal en contac-
to neto transgresivo, que marca el 
episodio asociado a la ingresión 
marina. Hacia el contacto superior 
se presenta ocurrencia de cemento 
calcáreo. El espesor es de 205m y 
se le asigna una edad Triásico su-
perior o infra Jurásico inferior por 
correspondencia con la unidad su-
perior fosilífera.
2.1.2.2. Formación Morrocoyal
El primero en referirse a esta 
unidad fue Trumpy en 1943 (en 
Mantilla et al. 2006a) para definir 
una sucesión de arcillolitas y calizas 
oscuras, laminadas, con amonitas 
y bivalvos, aflorantes en la Ciéna-
ga de Morrocoyal (Norte de la Se-
rranía de San Lucas). Geyer (1969), 
hace el estudio paleontológico del 
intervalo que la forma y registra 
un espesor de 80 metros de lutitas 
grises oscuras, con fauna rica en 
amonitas. Según la descripción de 
Mantilla et al. (2006a) es una suce-
sión de limolitas y arcillolitas grises 
oscuras en contacto normal con la 
infrayacente Formación El Sudán; 
en la parte media es calcárea (30 
metros encima del contacto), con 
impresiones de amonitas, bival-
vos y tallos carbonizados. Los fó-
siles con contenido importante de 
amonitas aumentan hacia el techo 
y de acuerdo a la fauna reportada 
por Geyer (1969) corresponden al 
Jurásico inferior (Arniocera ssp., Ar-
cioneras aff., miserabile y Coronice-
ra ssp). La unidad es afectada por 
intrusiones ígneas granitoides que 
producen mineralizaciones de piri-
ta y silicificación en las arcillolitas. 
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Las Formaciones El Sudán y Mo-
rrocoyal registran para el norte del 
VMM el inicio de la sedimentación 
del Jurásico, sobre un basamento 
metamórfico grenvilliano que an-
tecede el evento ígneo Jurásico y 
guarda relación genética equiva-
lente con las Formaciones Payan-
dé y Saldaña del Valle Inferior del 
Magdalena.
2.1.2.3. Formación Noreán
El nombre fue propuesto por 
Clavijo (1996), para agrupar la se-
cuencia volcaniclástica de más de 
4.500m de espesor, aflorante en 
la carretera Buturama – Bombea-
dero (Geología de la Plancha 75, 
Aguachica). Se extiende de manera 
regional desde la Serranía de San 
Lucas hasta el sector occidental de 
la Cordillera Oriental y constituye el 
basamento de las rocas cretácicas 
que yacen discordantes en aflora-
mientos localizados a lo largo de 
la Serranía de norte a sur y luego 
se profundizan hacia el oriente por 
debajo del Neógeno y Cuaternario, 
siendo estas últimas rocas las que 
conforman el relleno del Valle Me-
dio del Magdalena (Fig. 4). Dicho 
autor la subdivide de base a techo 
en 4 conjuntos, teniendo en cuenta 
criterios litológicos, composiciona-
les y de estilo de emplazamiento: 
clástico – piroclástico, piroclástico - 
epiclástico, efusivo dacítico e hipo-
habisal andesítico (Fig. 5).
El conjunto clástico – piroclástico 
es el más espeso, se desarrolla ha-
cia la base de la unidad como una 
alternancia de tobas andesíticas a 
dacíticas cristalino-líticas. Progresi-
vamente la sucesión presenta ma-
yor influencia sedimentaria. Es una 
alternancia de arenitas tobáceas 
con variaciones granulométricas de 
arenitas muy gruesas a finas con in-
tercalaciones de lodolitas. 
 Sobre este se extiende el con-
junto piroclástico - epiclástico, en el 
que se presenta una predominancia 
de depósitos de grano grueso entre 
brechas volcánicas, aglomerados y 
conglomerados lodosos de clastos 
volcánicos que se intercalan con la-
pillitas, tobas cristalinas y lodolitas.
El conjunto efusivo dacítico, en 
general forma la parte superior 
de la unidad, constituye una fran-
ja de lavas dacíticas y andesíticas, 
con textura afanítica y porfirítica 
con fenocristales de feldespato 
potásico, plagioclasas, máficos (pi-
roxenos y hornblendas), en matriz 
afanítica y textura de flujo sin clara 
estratificación.
El conjunto hipo-abisal andesítico 
constituye cuerpos irregulares mé-
tricos a centenas de metros, que in-
truyen los conjuntos anteriormente 
descritos formando silos, sin estruc-
turas de flujo y con textura porfirí-
tica. Composicionalmente pueden 
variar de andesitas (predominante) 
a basaltos (subordinados). También 
son comunes los diques subvertica-
les andesíticos a riolíticos.
En el NW (cerca de Morrocoyal) 
la Formación Noreán suprayace en 
inconformidad la Formación Mo-
rrocoyal o directamente sobre el 
Neis de San Lucas. Hacia el oriente 
y sur en las planchas 66 y 75 supra-
yace a la Formación Bocas (unidad 
sedimentaria terrígena en el 97 % y 
calcárea en el restante 3%), con in-
tercalaciones de capas volcánicas, y 
que guarda equivalencia temporal y 
litológica con la Fm Morrocoyal de 
Geyer, 1969 (Clavijo, 1996). 
 En algunos sectores hacia el nor-
te de la Serranía de San Lucas, ro-
cas granitoides (Granitoide de San 
Lucas), intruyen los sedimentos ba-
sales de la Fm Noreán (Mantilla et 
al. 2006 a). Adicionalmente en este 
sector aparecen intercalaciones de 
paquetes, al parecer interdigitados, 
de arenitas calcáreas en capas del-
gadas y laminadas entre la secuen-
cia vulcaniclástica.
La Fm Noreán constituye el re-
gistro de un gran evento volcánico 
entre el Jurásico inferior y el su-
perior; materiales de carácter ex-
plosivo acumulados en un medio 
entre continental y marino somero 
con desarrollo cercano a cuerpos 
hipoabisales e intrusiones casi sin-
genéticas, que tenían como área de 
influencia la mayor parte de lo que 
es hoy el Valle Medio del Magdale-
na y las áreas vecinas al E de la Falla 
La Palestina y el borde oriental de 
la Cordillera Oriental al Norte de 
Bucaramanga. Las lavas traquian-
desíticas acompañadas de diques 
y silos reconocidos en la unidad, 
preferentemente hacia el sur de San 
Lucas (Clavijo et al. 2008), arrojaron 
edades entre 158±12 y 144±4 Ma y 
serían la fase final del episodio vol-
cánico (Mantilla et al. 2006 a y c).
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2.1.2.4. Granitoide de San Lucas
El Granitoide de San Lucas es un 
cuerpo ígneo plutónico elongado 
en dirección norte sur, que aflora 
a lo largo del flanco occidental de 
la Serranía de San Lucas (Feininger 
et al. 1972; Mantilla et al. 2006a). La 
clasificación composicional predo-
minante es monzogranito y grano-
diorita subordinada.
Dataciones Rb-Sr realizada en 
una muestra del granitoide que in-
truye a la Formación Noreán arrojó 
166.9±6 Ma, correspondiente al Jurá-
sico medio; es considerado magma-
tismo calco-alcalino de tipo-I y equi-
valente al cinturón magmático de la 
Cordillera Central (Álvarez, 1983; Silli-
toe et al. 1982; Apsden et al. 1987) y 
del Macizo de Santander (Fig. 5).
2.2. Estratigrafía del Cretácico 
 del Valle Medio del
 Magdalena Sector Norte y 
 Sinclinal de Nuevo Mundo
La relación entre las unidades del 
Cretácico y las rocas precretácicas 
para el sector norte del Valle Medio 
del Magdalena es inconforme y se 
caracteriza por un faltante estrati-
gráfico desde final de los depósitos 
volcano-sedimentarios del Jurásico a 
los primeros registros del inicio de la 
sedimentación hacia el Hauteriviano 
Superior. Al sur de la Falla de Cimi-
tarra formando parte del Sinclinal 
de Nuevo Mundo aflora en el flanco 
oriental de dicha estructura la suce-
sión completa, permitiendo obser-
var en afloramiento la megasecuen-
cia cretácica y terciaria, limitada por 
Figura 5. Columna estratigráfica generalizada de la Formación Noreán y de las 
unidades cretácicas aflorantes en el área de la Plancha geológica 75 (Aguachi-
ca). Tomado de Clavijo (1996).
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Figura 6. Geología del Sinclinal de Nuevo Mundo Tomado a partir del Mapa 
geológico del cuadrángulo H-12, Bucaramanga (Ingeominas, Ward et al. 1977).
inconformidades regionales sin que 
sea evidente el desarrollo de discor-
dancias angulares a la base y al techo 
(Fig. 6). Es en este sector donde Mo-
rales et al. (1958), compilan y propo-
nenla mayor parte de las localidades 
tipo de las unidades que conforman 
el Mesozoico y el Cenozoico del 
VMM. A partir de este afloramien-
to de roca no sólo se ha extendido 
a nivel regional la nomenclatura li-
toestratigráfica, sino que adicional-
mente es un punto para establecer 
las variaciones principales de las mis-
mas en la Cuenca del Catatumbo y la 
parte media de la Cordillera Oriental. 
Muchos autores han utilizado dicho 
referente para las correlaciones re-
gionales que de manera amplia re-
presentan un macrociclo transgresi-
vo – regresivo (Fabre, 1985; Villamil, 
1993; Sarmiento-Rojas et al. 2006), 
con cambios correspondientes a ci-
clos de escalas menores y estos a su 
vez asociados a los episodios orgáni-
co genéticos, en los que se constitu-
yeron los más atractivos potenciales 
de generación y auto producción de 
hidrocarburos.
No obstante las variaciones li-
tológicas hacia la parte norte del 
VMM, las unidades del Cretácico no 
se apartan de las descripciones ori-
ginalmente descritas por Morales et 
al. (1958), tal cual se logra deducir 
de los escasos reportes litológicos 
de superficie y de los pozos que 
han cortado parcialmente el inter-
valo (Fig. 7). En la descripción que 
a continuación se efectúa se hace 
referencia a dichas unidades con los 
comentarios y a las imprecisiones 
que se logran detectar.
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Evolución Geológica y Estratigrafía del
Sector Norte del Valle Medio del Magdalena
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2.2.1. Formación Tambor (Conglomerado Basal o Unidad
 Conglomerática de Arenal)
Clavijo (1996) propone informalmente la Unidad Conglomerática de 
Arenal, para agrupar un paquete de sedimentos terrígenos que suprayace 
inconformemente a las rocas volcano-sedimentarias de la Formación No-
reán, del sector Norte del VMM. Se considera útil dicha denominación por 
incluir en ella el conjunto de origen continental que infrayace a las rocas 
del Cretácico, pero con la salvedad que estas marcan el inicio de la sedi-
mentación Cretácica y no el Jurásico tardío asumido por dicho autor, ante 
la ausencia de fósiles. La localidad tipo fue planteada en los alrededores 
del Corregimientos de Arenal (flanco E de la Serranía de San Lucas) y se re-
Figura 7. Columnas estratigráficas 
generalizadas del Sinclinal de Nue-
vo Mundo y el borde W del sector 
Norte del VMM (Según Morales et 
al. 1958, Mantilla et al. 2006 b y c 
y otros autores mencionados en el 
texto). Hacia el norte se adelgazan y 
se hacen o más calcáreas o de terrí-
genos finos. La Formación Girón es 
una unidad terrígena que no aflora 
en el norte donde se reconoce la 
unidad volcano-sedimentaria de la 
Formación Noreán.
SINCLINAL DE NUEVO MUNDO
63
a g o s t o 2 0 1 5
N o . 1 2
gistra un afloramiento de referencia 
en el Municipio de Aguachica, por 
el camino Arenal - La Dorada (Plan-
cha 75 – Aguachica). El conjunto fue 
extendido a diferentes localidades 
(Mantilla et al. 2006 b y c), en los 
que se interpreta neto el contacto 
superior con la unidad calcárea su-
prayacente. Al asignar la edad de 
Jurásico tardío al Conglomerado de 
Arenal, Clavijo (1996) no establece 
equivalencias estratigráficas regio-
nales. Sin embargo, se trata simple-
mente del comienzo del episodio 
transgresivo que presenta idénticas 
características al sur, tal cual ha sido 
reportado por autores como Mora-
les et al. (1958), Cediel (1968), Laver-
de (1985), Renzoni (1985), al inicio 
de la sedimentación cretácica. Por 
lo anterior en este artículo se deci-
de tomar el nombre de Formación 
Tambor de Morales et al. (1958), so-
bre el nombre informal “Conglome-
rado de Arenal”. Adicionalmente se 
hace la anotación que en Morales et 
al. reportan cerca de Aguachica “en 
la parte más superior de formación 
continental”, la asociación Choffate-
lla dicipiens, Nodosaria sp. Robulus, 
Pholadomyarobinaldina buchiana, 
del Barremiano más inferior, aflora-
miento que correspondería a la par-
te más superior de la Fm Tambor o a 
la base de la Fm Rosa Blanca.
El espesor de la Formación Tam-
bor (Conglomerado de Arenal) es 
muy variable como puede dedu-
cirse de las memorias de las plan-
chas geológicas 75 (Aguachica), 85 
(Simití), 96 (Bocas del Rosario) (Cla-
vijo, 1996; Mantilla et al. 2006 b y 
c, respectivamente), con lo cual es 
clara su asociación a valles incisos 
de amplitudes diversas que rápi-
damente quedan cubiertos por los 
depósitos marinos someros de la 
unidad suprayacente o Formación 
Rosa Blanca.
En la localidad de Arenal Cla-
vijo (1996) diferencia un conjunto 
inferior de capas gruesas y muy 
gruesas con tendencia grano de-
creciente de 58m, constituido por 
conglomerados de guijos de rocas 
volcánicas (hasta de 5cm) y arenitas 
conglomeráticas. Le suprayace un 
conjunto medio de 37m de lodolitas 
varicoloreadas con intercalaciones 
de lito areniscas volcánicas conglo-
meráticas. El conjunto superior son 
sucesiones grano decrecientes de 
conglomerados lítico volcánicos e 
intercalaciones de lodolitas varico-
loreadas y tobas cristalinas en un 
espesor de 83m.
La localidad tipo de la Formación 
Tambor se encuentra en el Sinclinal 
de Nuevo Mundo (Antigua vía fé-
rrea Lebrija – Puerto Wilches), don-
de en la actualidad, en lugar de vía 
férrea se tiene un carreteable sobre 
el que afloran de manera imperfec-
ta los conglomerados. Cerca de este 
sector, por la quebrada Piedra Azul, 
Clavijo (1985) describió una secuen-
cia de 280m de conglomerados y 
litoarenitas, suprayaciendo discor-
dantemente a la Formación Girón, 
que aunque la denomina Formación 
Los Santos, corresponde a la Fm 
Tambor. En esta sección se aprecia 
la transición de las facies terrígenas 
a las facies calcáreas de la Formación 
Rosa Blanca, al igual que 20km al sur 
sobre el mismo flanco del sinclinal 
en la Quebrada Pujamanes (Renzo-
ni, 1985). La Formación Los Santos, 
equivalente estratigráfico sinónimo 
de la Fm Tambor, es reportado al sur 
de dicha estructura, en el flanco E del 
Anticlinal de los Cobardes (Cediel, 
1968), donde Laverde (1985) reporta 
un espesor de 224m. 
2.2.2. Formación Rosa Blanca
La Formación Rosa Blanca es 
una de las unidades más conspi-
cuas del VMM y el sector Central 
Norte de la Cordillera Oriental. Su 
nombre proviene del Cerro Rosa 
Blanca localizado por el Río Soga-
moso, ahora Represa de Hidrosoga-
moso, cerca al poblado El Tablazo, 
donde fue propuesta su localidad 
tipo por Morales et al. (1958), en 
su trabajo compilatorio a partir de 
reportes antiguos no publicados de 
la industria petrolera. En este sector 
reposa concordantemente sobre la 
Formación Tambor (Renzoni, 1985) 
conformando parte del flanco E del 
Sinclinal de Nuevo Mundo.
En general se trata de una unidad 
fosilífera (predominantemente mo-
luscos en diversos estados de frag-
mentación), muy cementada de ahí 
su apreciable dureza, con intercala-
ciones menores de margas, shales 
calcáreos y una tendencia a dismi-
nuir hacia el techo el contenido y ta-
maño de los macrofósiles. El espesor 
reportado en la localidad tipo es de 
450m, el cual disminuye sensible-
mente en los bordes E y W del sec-
tor norte del VMM (Municipios de 
Aguachica y Morales, Clavijo 1996). 
64
Evolución Geológica y Estratigrafía del
Sector Norte del Valle Medio del Magdalena
G e o l o g í a N o r a n d i n a
Respecto a la edad de la Formación Rosa Blan-
ca se logran extractar los siguientes datos: En el 
área de San Gil en la confluencia de los ríos Fonce 
y Suárez (flanco oriental del Anticlinal de los Co-
bardes), se reportan los géneros Acanthodiscus, 
Crioceras, Favrella, Olcostephanus, Thurmannice-
ras entre otros, de edad Hauteriviano; mientras 
en dirección de Simití – Morales la asociación 
Hamulina, Nicklesia, Pulchellia y Pseudohaploce-
ras son características del intervalo Barremiano 
temprano a tardío (Morales et al. 1958; Mantilla 
et al. 2006 b y c). Lo anterior ha permitido plan-
tear que la unidad es diacrona, haciéndose más 
joven hacia el norte del Sinclinal de Nuevo Mun-
do del VMM. Confirma esta afirmación datos de 
carácterregional como Valanginiano tardío para 
Villa de Leiva y norte de Boyacá (Etayo, 1979) y 
más al suroccidente en el área del Cinturón Es-
meraldífero Occidental donde no sólo es más an-
tigua (Valanginiano inferior), sino que el espesor 
aumenta apreciablemente (Reyes et al. 2006).
La Fm Rosa Blanca en la localidad tipo son 
bioesparitas (litología predominante), oosparitas, 
pelsparitas cementadas, con sectores de biomi-
critas e intercalaciones de shales (subordinados) 
hacia la parte media. Los procesos diagenéticos 
como recristalización son intensos, tanto en las 
bioesparitas como en las biomicritas, disolución 
por presión generando estilolitos y en los sec-
tores donde se presenta algo de terrígenos es 
común la intensa corrosión en los cuarzos, el re-
emplazamiento por cemento calcáreo y los pro-
cesos de dolomitización (Moreno, 2008). 
La unidad fue depositada a partir de un mar 
somero, en un proceso transgresivo, con poca 
a nula participación de aporte terrígeno (Guz-
mán 1985). La profundización progresa hasta la 
parte media a un mar abierto proximal con la 
acumulación de los shales, biomicritas e inter-
calaciones de bioesparitas. Una nueva someri-
zación aumenta al techo donde se recupera el 
carácter bioesparítico. Zamarreño (1963) repor-
ta arenitas de cuarzo hacia el tope de la uni-
dad en una sección localizada en la Mesa de 
los Santos, que al parecer coincide con un nivel 
reportado sobre el afloramiento de la Quebra-
da Pujamanes (Santander), cerca de la localidad 
tipo por Moreno (2008).
En el sector norte del VMM la Formación Rosa 
Blanca aflora en el flanco oriental de la Serranía 
de San Lucas en una franja de 100km aproxima-
damente en dirección SSW-NNE entre las pobla-
ciones de Simití y Morales (sur de Bolívar). Una 
franja equivalente aunque discontinua, por efec-
to del fallamiento acentuado asociado a la Falla 
se Bucaramanga, se reconoce parcialmente en 
el sector oriental de la cuenca. Los afloramien-
tos mencionados en la cartografía geológica son 
escasos y sin detalle estratigráfico. No obstante, 
Mantilla et al. (2006 b y c), reportan que la For-
mación Rosa Blanca está constituida en la base 
por conglomerados de rocas volcánicas, calizas 
terrígenas sobre las que descansan bioesparru-
ditas y bioesparitas. Aunque no es preciso el es-
pesor (podrían ser 50m – 60m), de este primer 
intervalo se deduce que los autores se refieren a 
los conglomerados dentro de la Formación Tam-
bor, en el que aparecen mezclados los fragmen-
tos de rocas volcánicas con el inicio de los nive-
les fosilíferos y luego la base de las bioesparitas. 
Por la descripción de Mantilla et al. (2006 b) de 
las calizas bioesparíticas de los primeros 60 me-
tros la abundancia de macrofósiles de moluscos 
es reducida, comparado con la localidad tipo y 
bioclastos más finos constituyen el armazón de 
la roca (bioclastos desde tamaño arena hasta 
6cm), al igual que los moluscos del Barremiano 
reportados por Morales et al. (1958). El resto de 
la unidad presenta intercalaciones de lodolitas 
calcáreas, biomicritas y bioesparitas; el contacto 
con la Formación Paja lo reconocen en el paso de 
las últimas bioesparruditas con ostreidos y el ini-
cio del predominio de biomicritas con amonitas 
del Barremiano superior. El espesor lo establecen 
entre 200m y 350m.
65
a g o s t o 2 0 1 5
N o . 1 2
2.2.3. Formaciones Paja, Tablazo y Simití
En el sector Norte del VMM la diferenciación 
de estas tres unidades, al igual que en los esca-
sos pozos que las cortan, es compleja porque no 
se han establecido descriptores litológicos que 
las definan. Por tal razón se tomarán los datos 
básicos de sus localidades tipo ubicadas todas en 
el Sinclinal de Nuevo Mundo (Santander).
La Formación Paja deriva su nombre de la 
Quebrada La Paja afluente del Río Sogamoso 
(Morales et al. 1958), en el flanco E del Sinclinal 
de Nuevo Mundo (vía a San Vicente de Chucurí). 
Está constituida por shales grises oscuros a azu-
losos, fosilíferos, laminados con intercalaciones 
de areniscas grises amarillentas de grano fino 
o de calizas fosilíferas grises, localmente are-
nosas. Son comunes las concreciones calcáreas 
diagenéticas. Se estima que su depósito tuvo 
lugar en un ambiente de mar abierto, epiconti-
nental con influencia restringida de material te-
rrígeno. No es claro el espesor de dicha unidad 
pero disminuye fuertemente al norte de VMM 
llegando a tener 125m aproximadamente de los 
625m reportados en el SNM. Al igual que en la 
Fm Rosa Blanca la edad, contacto y por la tanto 
la profundización de la cuenca se hace más jo-
ven al norte del VMM, variando de Barremiano 
medio - Aptiano (Asociación de la base al techo 
Nicklesia, Pulchelia, Heteroceras y Santanderice-
ras, Cheloniceras y Colombiceras) a Barremiano 
superior –Aptiano en Simití y Aptiano inferior 
hacia la población de Morales (Asociación de la 
base Ancyloceras y Cheloniceras) (Morales et al. 
1958). Todo parece indicar que el tope de la uni-
dad corresponde a una superficie regresiva de 
escala regional coincidente con el Aptiano tardío 
(Dufrenoya y Cheloniceras).
En el sector Norte del VMM al oriente de la 
Serranía de San Lucas son predominantemente 
lodolitas físiles calcáreas de color oscuro, lami-
nadas e intercalaciones de biomicritas con con-
creciones que incluyen amonoideos en las partes 
alta y baja de la unidad; la parte media es más 
lodosa. El espesor calculado está entre 120m y 
180m. El contacto superior no corresponde al 
límite con la Formación Tablazo del SNM del 
VMM, al estar ausentes las calizas fosilíferas y los 
intervalos arenosos típicos.
La Formación Tablazo fue propuesta por Mo-
rales et al. (1958) para definir un conjunto de ca-
pas de calizas fosilíferas masivas (bioesparitas). 
Dan lugar a una morfología escarpada en cer-
canías a la Población El Tablazo (Río Sogamoso, 
vía a San Vicente de Chucurí, en el flanco E del 
Sinclinal de Nuevo Mundo), conformando un es-
pesor de 150m. La unidad se hace cada vez más 
espesa hacia el sur pero su desarrollo es incierto 
en dirección norte, por lo que en los mapas geo-
lógicos del Ingeominas, como el 75 (Aguachica) 
(Clavijo, 1996), 85 (Simití) (Mantilla et al. 2006 b), 
96 (Bocas del Rosario) (Mantilla et al. 2006 c), 
consideran a este intervalo progradante, como 
no acumulado a este nivel de la cuenca (Man-
tilla et al. 2006 a, b y c). La edad se estima en-
tre el Aptiano superior y el Albiano inferior, por 
comparación con las formaciones supra e infra-
yacentes, ya que no se reportan amonitas en la 
localidad tipo. En el Mapa Geológico 75 (Agua-
chica) (Clavijo, 1996), aparece incorrectamente 
cartografiado y descrito con el nombre de Fm 
Tablazo a la Fm Rosa Blanca.
La Formación Simití según Morales et al. 
(1958) agrupa el conjunto de afloramientos ex-
puestos en la Ciénaga de Simití, donde establece 
su localidad tipo. Suprayacente la Formación Ca-
lizas del Salto y junto con esta son las únicas de 
la secuencia cretácica del VMM que originalmen-
te no fueron definidas en el Sinclinal de Nuevo 
Mundo y que por lo tanto han dado lugar a sub-
secuentes confusiones respecto a sus descripto-
res y equivalencias en la cuenca. En la descripción 
de Morales et al. es claro y neto el contacto con 
la Fm Tablazo en la localidad de Simití, no así en 
66
Evolución Geológica y Estratigrafía del
Sector Norte del Valle Medio del Magdalena
G e o l o g í a N o r a n d i n a
la misma localidad donde Mantilla 
et al. (2006 b, Memoria de la Plan-
cha 85, Simití) mencionan la ausen-
cia de Tablazo. Para estos autores el 
contacto entre las Formaciones Paja 
y Simití es una paraconformidad, 
la cual la extienden a la Plancha 96 
(Bocas del Rosario, Mantilla et al. 
2006 c). La incertidumbre anterior 
refleja el desconocimiento estrati-
gráfico de las unidades del Cretáci-
co en el sector norte del VMM.
Para Morales et al. (1958) la For-
mación Simití consiste de un con-
junto de shales carbonosos, grises a 
negros, laminados y blandos, local-
mente calcáreos con concrecionescomúnmente fosilíferas impregna-
das de aceite que forman un espe-
sor de 410m. En Mantilla et al. (2006 
b), los afloramientos en la localidad 
tipo son escasos al estar cubiertos o 
anegados por el sistema fluvial ac-
tual del Río Magdalena. Estima que 
el 70% podrían ser arcillolitas físiles 
con laminación plana paralela, for-
mando conjuntos de capas gruesas 
y muy gruesas. En la parte media re-
gistran intercalaciones de areniscas 
calcáreas con concreciones fosilífe-
ras y hacia el techo capas micríticas 
con amonitas del Albiano medio. En 
capas concrecionales se reconocen 
amonitas del Albiano superior cerca 
al contacto con la Formación Calizas 
del Salto. Morales et al. (1958) re-
portan la siguiente asociación diag-
nóstica de los diferentes niveles del 
Albiano: Douvilleiriceras, Lyellicee-
ras, Parahoplites, Uhligella (Albiano 
inferior), Lyelliceras, Oxytropidoceras 
(Albiano medio), Brancoceras y Per-
vinquieria (Albiano superior).
2.2.4. Formación Calizas
 del Salto
La Formación Calizas del Salto fue 
propuesta por Morales et al. (1958), 
como “Salto limestone” con el obje-
to de agrupar un conjunto de “Cali-
zas” aflorantes de manera amplia en 
el Valle Medio del Magdalena, entre 
las formaciones “Simití Shale” y “La 
Luna”. Dichos autores designaron 
como localidad tipo la Quebrada El 
Salto, localizada en inmediaciones 
del campo de hidrocarburos Totumal 
(Nombre tomado del Corregimiento 
Totumal, Municipio de Aguachica, 
Cesar). Para Morales et al. (1958) esta 
unidad presenta amplia extensión y 
correlación con unidades que habían 
sido mencionadas de manera infor-
mal infrayaciendo a la Formación La 
Luna, sin embargo en documentos 
más recientes, incluida la cartografía 
geológica donde está la localidad 
tipo, Mapa Geológico 75 (Aguachi-
ca, Clavijo 1996) y las publicaciones 
de la ANH Colombian Sedimentary 
Basins (Barrero et al. 2007), Midd-
le Magdalena Basin, volumen 11 
de Petroleum Geology of Colombia 
(Sarmiento, 2011), no la mencionan 
o su interpretación cartográfica es 
incierta (Plancha 85, Simití) o podría 
tratarse de una unidad local (Plancha 
96, Bocas del Rosario) (Mantilla et al. 
2006 b y c), aflorando sólo en partes 
de la cuenca.
La Formación Calizas del Salto en 
su sección tipo (7km al NE del Cam-
po Totuma) agrupa un conjunto de 
calizas arcillosas, duras, densas, gri-
ses con numerosas intercalaciones 
delgadas de shales blandos y con-
creciones ovoides. El espesor repor-
tado es de 50m el cual aumenta ha-
cia la cuenca (Casabe). En la Memoria 
de la Plancha 85 (Simití), Mantilla et 
al. (2006 b) describen la “Forma-
ción El Salto” como una secuencia 
de bioesparitas muy cementadas 
de conchas de bivalvos y amonitas 
en capas gruesas con intercalacio-
nes menores de biomicritas lodosas, 
que dan una morfología de escarpes 
verticales (30m a 60 m) conocidas 
como las “Paredes de Ororia” en la 
margen oriental del Brazo de Simití 
(brazo del Río Magdalena) al norte 
de la Ciénaga de Simití. El rango de 
edad reportado es Albiano Superior 
- Cenomaniano basado en un amplio 
registro fosilífero representado en 
Brancoceras, Kneimiceras, Neoharpo-
ceras y Turrilites (Morales et al. 1958) 
y los fósiles reportados en la unidad 
infrayacente en el área del Munici-
pio de Simití. El contacto superior es 
neto y contrasta con las biomicritas 
de foraminíferos de la Formación La 
Luna y que sustenta el ampliamente 
conocido episodio transgresivo ge-
neralizado a la base del Turoniano 
y unidades correlativas en Colombia 
(Morales et al. 1958; Villamil, 1998; 
Guerrero et al. 2000; Guerrero 2002; 
entre otros). El contraste menciona-
do permite diferenciar claramente 
una unidad con facies de aguas so-
meras (Formación Calizas de El Salto 
y unidades equivalentes) de facies 
de mar abierto o plataforma supra-
yaciendo (Formación La Luna). Lo an-
terior realza una unidad de carácter 
regional en el VMM que no ha sido 
lo suficientemente estudiada, carac-
terizada y debe ser diferenciada de 
las Fm Simití y de la Fm La Luna.
67
a g o s t o 2 0 1 5
N o . 1 2
2.2.5. Formación La Luna
La Formación La Luna, origi-
nalmente “La Luna Limestone” en 
Morales et al. (1958) deriva de la 
Quebrada del mismo nombre en 
la Serranía de Perijá en Venezuela 
(Hedberg, 1931; Hedberg & Sass, 
1937, en: Morales et al. 1958). Según 
Morales et al. este nombre fue to-
mado por la industria petrolera por 
su marcada similitud litológica a la 
unidad aflorante en el VMM y aun-
que se ha extendido a otras áreas 
del territorio colombiano, agrupan-
do intervalos no equivalentes, en 
el VMM mantiene los descriptores 
fundamentales como unidad estrati-
gráfica donde fue subdividida en los 
Miembros Salada, Pujamana y Gal-
embo. Las características litológicas, 
petrofacies y demás son descritas en 
el documento dedicado solamente a 
esta Formación debido a su impor-
tancia estratégica en la generación 
y acumulación de hidrocarburos 
convencionales y no convencionales 
(Sarmiento et al. este volumen).
2.2.6. Formación Umir
La Formación Umir fue propuesta 
por Huntley en 1917 (en Morales et 
al. 1958); su localidad tipo se descri-
bió en la quebrada del mismo nom-
bre, afluente del Río Oponcito, en la 
vía Barrancabermeja - San Vicente 
de Chucurí, sector suroccidental del 
Sinclinal de Nuevo Mundo, en el De-
partamento de Santander. En forma 
general se define como un conjunto 
de shales grises a negros, carbo-
nosos, micáceos, con concreciones 
ferruginosas e intercalaciones cada 
vez más abundantes hacia el techo 
de areniscas líticas, limolitas grises 
y presencia de mantos explotables 
de carbón. El espesor se ha calcula-
do entre 1.000m y 1.400m y reposa 
en contacto neto sobre biomicri-
tas fosfáticas limosas del Miembro 
Galembo de la Formación La Luna, 
aunque algunos autores la repor-
tan en discordancia angular de bajo 
ángulo (Rangel et al. 2002). Esta 
unidad no presenta afloramientos 
en el sector norte del VMM, pero 
si es cortada en el subsuelo por va-
rios pozos, su descripción se hará 
con base en afloramientos del Sin-
clinal de Nuevo mundo (trabajos 
para optar al título de Geólogo de 
la Universidad Nacional de Colom-
bia – Sede Bogotá, dirigidos por el 
primer autor y efectuados por Daza, 
2010 y Guerrero, 2011).
La Formación Umir es una sin-
gular unidad del VMM tanto por 
el apreciable espesor acumulado 
como por el contrastante cambio 
litológico y composicional que la 
caracteriza. Aunque en su gran ma-
yoría son lodolitas grises (Fig. 8.1) 
son comunes las intercalaciones de 
arenitas (Fig. 8.2) y capas de carbón 
que se hacen más frecuentes hacia 
la parte media superior, donde se 
reconocen mantos explotables. Las 
areniscas de base a techo presentan 
composicionalmente aumento de 
los componentes líticos variando de 
sublitoarenitas a litoarenitas siendo 
las partículas líticas predominantes 
en clásticos volcánicos y metamórfi-
cos de bajo grado (Guerrero, 2011). 
Lo anterior demuestra el inicio del 
aporte de terrígenos desde el occi-
dente correspondientes a la aper-
tura del levantamiento de la Cor-
dillera Central (Gómez et al. 2003; 
2005 b) y a la consecuente confor-
mación de ambientes muy some-
ros, a manera de mares restringi-
dos con ocasionales desarrollos de 
áreas pantanosas con los respecti-
vos depósitos de materia orgánica, 
posteriores formadores de mantos 
de carbón. Las facies arenosas más 
recurrentes en la parte superior de 
la unidad al igual que la aparición 
de lodolitas verde azulosas, susten-
tan la conformación de pantanos 
asociados a áreas próximas coste-
ras y restringidas (Fig. 8.3).
La Formación Umir es de edad 
Maastrichtiano para la parte media 
y superior con base en la asociación 
palinológica (a partir de muestras 
estudiadas por el primer autor de 
este trabajo) y representadas por 
Dinogymnium acuminatum, Buttinia 
andreevi, Proxapertites humbertoi-
des, Echimonocolpites protofranciscoi, 
Magnotetradites magnus, Tetradites 
umirensis y Echitriporites triangulifor-
mis. El Maastrichtiano medio a tardíohabía sido asignado con foraminífe-
ros por Tchegliakova (1993) por la 
presencia de Rugoglobigerina ma-
crocephala y Ammobaculites colom-
bianus para la parte media y superior 
de la unidad. 
 
2.3. Estratigrafía del
 Paleógeno
Si bien la Formación Umir es la 
última unidad de la suprasecuen-
cia cretácica del VMM, la Forma-
ción Lisama, que la suprayace, se 
68
Evolución Geológica y Estratigrafía del
Sector Norte del Valle Medio del Magdalena
G e o l o g í a N o r a n d i n a
Figura 8. Formación Umir: 1. Lodolita (oscura) y limolita (clara) con laminación plana paralela, 
hacia la base. 2. Arenitas con laminación inclinada, al tope ondulitas linguoides, con intercalacio-
nes de lodolitas y lentes de arenitas. 3. Lodolita gris afectada por pedogénesis sinsedimentaria 
al tope. Formación Lisama parte inferior: 4. Conjunto de capas medias de arenisca con estratifi-
cación cruzada. 5. Lodolitas con laminación plana paralela e intercalaciones de limolita con lami-
nación inclinada. Al tope en contacto erosivo conglomerado de intraclastos. 6. Conglomerado de 
intraclastos en arenisca como detalle que representa el proceso al techo de la foto 4. 
constituye temporalmente 
en la base del Paleógeno, 
en una relación de aparente 
conformidad, pero tanto en 
pozo, como en los registros 
sísmicos y en afloramiento 
muestra algunas evidencias 
que permiten plantear un 
progresivo hiato que se de-
sarrolla en la medida en que 
la deformación de la cuenca 
avanza. La estructuración 
tectónica subsecuente y la 
erosión pre acumulación de 
la Formación La Paz y even-
tos posteriores enmascaran 
esta característica. No obs-
tante, la composición lito-
lógica de las areniscas de la 
Fm Lisama, que presentan 
mayor espesor hacia la base, 
son semejantes en la partici-
pación de los componentes 
líticos comparados con la Fm 
Umir. Por otro lado, los me-
dios de depósito deducidos 
de sus facies, no reflejan un 
contraste evidente entre las 
dos unidades. El Sinclinal de 
Nuevo Mundo, por ser una 
amplia estructura expuesta 
en superficie, permite apre-
ciar y sustentar los princi-
pales cambios tanto en la 
observación directa de sus 
componentes, estructuras y 
de las discontinuidades que 
marcan los episodios más 
importantes en la evolu-
ción y transformación de la 
cuenca durante el resto del 
Paleógeno (Fig. 9). La For-
mación La Paz acumulada en 
el Eoceno medio/superior, a 
69
a g o s t o 2 0 1 5
N o . 1 2
partir de la base indica los mayores 
cambios en los ámbitos de depósi-
to, aspecto que se mantiene en epi-
sodios que guardan cierta ciclicidad 
a lo largo del resto del Paleógeno y 
del Neógeno. Se diferencian enton-
ces unidades de sedimentación que 
serán presentadas separadas por las 
discordancias de mayor importan-
cia durante la evolución Paleógena 
y Neógena de la Cuenca.
2.3.1. Formación Lisama
La Formación Lisama fue defini-
da en 1925 por Link (en Morales et 
al. 1958), con localidad tipo en la 
Quebrada Lisama, tributaria del Río 
Sogamoso, para agrupar a un con-
junto de lodolitas varicoloreadas, 
rojas, cafés, moteado gris a gris 
claro, e intercalaciones de arenitas 
grises a grises verdosas, localmen-
te estratificación cruzada y de gra-
no más grueso hacia el tope. Los 
autores observaron algunos man-
tos de carbón poco desarrollados 
en comparación a los de la Forma-
ción Umir.
Una buena exposición de la uni-
dad se reconoce en el Río Sucio, en 
dirección del poblado Uribe Uribe 
(Santander), flanco oriental del Sin-
clinal de Nuevo Mundo, donde pre-
senta 915m de espesor (Rodríguez, 
2012, trabajo de grado dirigido por 
el primer autor). En este sector la 
base está en contacto neto erosivo 
con la infrayacente Formación Umir. 
El segmento inferior que forma los 
primeros 88m está conformado por 
capas subtabulares de sublitoare-
niscas de grano medio con estra-
Figura 9. Columna estratigráfica generalizada 
de las unidades del Paleógeno y Neógeno del 
Valle Medio del Magdalena según la simplifi-
cación de Gómez et al. 2005 a partir de Mora-
les et al. 1958 y otros trabajos.
tificación cruzada tangencial (Fig. 
8.4) e intercalaciones de lodolitas 
y arenitas finas con laminación on-
dulada (Fig. 8.5). Estos materiales 
son frecuentemente erosionados, 
retrabajados y redepositados cons-
tituyendo capas gruesas irregulares 
de intraclastos subredondeados 
tamaño guijos gruesos a cantos fi-
nos, con matriz arenosa (Fig. 8.6). 
El segmento, entonces, está con-
formado por capas irregulares de 
conglomerados de intraclastos que 
se van haciendo menos frecuentes 
en espesor y tamaño hacia el techo, 
capas de arenitas con estratifica-
ción cruzada e intercalaciones me-
nores de lodolitas y arenitas finas. 
Dos medios sedimentarios se de-
ducen de las facies anteriormente 
simplificadas: un régimen variable 
de energía asociado a ambientes 
costeros y eventos de gran energía 
desarrollados ligeramente después 
de la sedimentación que arrancan 
y transportan los materiales cohe-
sivos (formando intraclastos subre-
dondeados) y los redepositan muy 
cerca de los sitios donde los flujos 
torrenciales se han producido.
 
El segmento intermedio incluye 
los siguientes 500m estratigráficos 
y aunque se presentan intervalos 
cubiertos principalmente donde la 
litología es fina, los permanentes 
afloramientos hacen posible iden-
tificar sus facies. Está formado por 
intercalaciones predominantes de 
lodolitas grises verdosas afectadas 
por procesos incipientes pedoge-
néticos singenéticos, intervalos car-
bonosos, algunas capas delgadas 
de carbón, capas grano decrecien-
70
Evolución Geológica y Estratigrafía del
Sector Norte del Valle Medio del Magdalena
G e o l o g í a N o r a n d i n a
tes de areniscas intercaladas y con estratificación 
flaser al techo e intercalaciones rítmicas de lo-
dolitas y arenitas con estratificación ondulada o 
plana paralela. Eventualmente se observa biotur-
bación y cementación calcárea en las areniscas 
o algunas impregnadas de hidrocarburos. Las 
asociaciones de facies caracterizan ambientes 
transicionales asociados a sistemas costeros con 
canales mareales que varían hasta llanuras bajas 
y áreas pantanosas. Algunos autores consideran 
que la Fm Lisama corresponde a la transición de 
ambientes marinos someros de la Fm Umir a de-
pósitos deltáicos y de planicies aluviales (Moreno 
et al. 2011, Nie et al. 2012).
Los 327 metros superiores son predominan-
temente lodolitas varicoloreadas de tonos par-
dos, verdosos rojizos y violáceos con eventuales 
sucesiones de areniscas grano decrecientes has-
ta el techo de la unidad. Se relaciona este último 
segmento a un sistema fluvial de llanuras aluvia-
les y ríos meándricos.
La edad de la Formación Lisama ha sido es-
tablecida mediante palinología por la asociación 
Bombacacidites annae, Bombacacidites protofo-
veoreticulatus, Corsinipollenites psilatus, Ephedri-
pites vanegensis, Longapertites microfoveolatus, 
Mauritiidites franciscoi, Proxapertites operculatus, 
Proxapertites cursus, Retidiporites magdalenensis 
y Tetracolporopollenites spongiosus del Paleoceno 
Tardío (Pardo & Roche 2009).
2.3.2. Formaciones La Paz,
 Esmeraldas, Mugrosa y
 Colorado 
Las Formaciones La Paz, Esmeraldas, Colora-
do y Mugrosa fueron formalizadas por Morales 
et al. (1958) a partir de la compilación de trabajos 
inéditos realizados por la industria petrolera des-
de el inicio de la exploración de hidrocarburos 
en la cuenca del VMM en 1920. Todas las locali-
dades tipo están asociadas al Sinclinal de Nuevo 
Mundo. Las dos primeras agrupadas por los au-
tores en el Grupo Chorro y las dos siguientes en 
el Grupo Chuspas.
La Formación La Paz toma su nombre de la 
serranía o escarpe extendido entre el Río So-
gamoso y el Río Lebrija, ríos que cortan per-
pendicularmente a la unidad, al igual que el 
Río Sucio. El contacto con la Formación Lisama 
es neto, erosivo, mostrando un evidente cam-
bio litológico y por ende en los medios sedi-
mentarios y una fuerte activación de las áreas 
de aporte terrígenas. El espesores bastante 
variable llegando a 1.500m al sur de la locali-
dad tipo en dirección al cierre de la estructura 
sinclinal. En el flanco W del SNM, este llega a 
400 m y podría adelgazar más hacia el NW (Ca-
ballero et al. 2010). Según lo observado en el 
Río Sucio por Rodríguez (2012), los 50 metros 
de la base de la Formación La Paz están cons-
tituidos por capas gruesas de conglomerados 
de guijos gruesos a cantos finos y a areniscas 
gruesas a finas (Fig. 10.1). Los clastos redon-
deados de los conglomerados son compuestos 
de chert diagenético, biomicritas y biomicritas 
parcialmente silicificadas (derivados de la For-
mación La Luna, Fig. 10.2), cuarzo y otros tipos 
de líticos de afinidad volcánica, sedimentaria y 
metamórfica. Las capas varían desde macrocu-
neiformes de 5 metros de espesor a conjuntos 
de capas gruesas cuneiformes con estratifica-
ción cruzada. Estas capas están separadas por 
arenitas de grano grueso a fino con estratifi-
cación cruzada angular a laminación plano pa-
ralela. Sobre este segmento continúa un con-
junto de arenitas de grano medio a muy fino y 
lodolitas con moteado pardo y tonos violáceos 
por efectos de pedobioturbación. El segmento 
basal conglomerático se reconoce a nivel de 
Sinclinal de Nuevo Mundo, aunque cambie su 
textura (Caballero et al. 2010). La sucesión des-
crita corresponde a ambientes de alta energía 
asociados a abanicos aluviales canaliformes y 
a ríos trenzados.
71
a g o s t o 2 0 1 5
N o . 1 2
Figura 10. Base de la Formación La Paz: 1. Con-
junto de conglomerados y areniscas. 2. Detalle de 
los conglomerados de guijos donde resaltan clas-
tos oscuros de la Formación La Luna.
Sobre esta sucesión se reconocen 120 metros 
donde predominan las lodolitas varicoloreadas, 
moteadas por procesos pedogenéticos e inter-
calaciones subordinadas de areniscas conglo-
meráticas y estratificación cruzada (Rojas, 1985; 
Caballero et al. 2010). Estas facies se desarrollan 
en llanuras de inundación con eventuales flujos 
de mayor energía. El conjunto mencionado según 
Morales et al. (1958), ha sido denominado el “Toro 
Shale”, en la nomenclatura utilizada en la prospec-
ción de hidrocarburos en el subsuelo, cuando se 
identifica.
El resto de la secuencia es un espeso seg-
mento de 900m aproximadamente de areniscas 
muy gruesas a medias con estratificación cru-
zada tangencial y en artesa, en capas amalga-
madas de contactos erosivos, a veces definidos 
por niveles conglomeráticos y de intraclastos. 
En esta sucesión son escasas las intercalaciones 
de lodolitas grises que se dan principalmente 
hacia la base y el techo. Un típico y ampliamen-
te desarrollado sistema de ríos trenzados ca-
racteriza el segmento. 
La edad de la Formación La Paz es Eoce-
no Medio a Tardío con base en la asociación 
Cyclusphaera scabrata, Spirosyncolpites spiralis, 
Striatopollis catatumbus, Brevitricolpites micro-
echinatus, Tetracolporopollenites transversalis, 
Foveotriporites hammenii, Monoporopollenites 
annulatus, Cricotriporites guianensis, Retimono-
colpites retifossulatus y Polypodiisporites usmensis 
(Jaramillo & Dilcher, 2001; Pardo & Roche, 2009).
A la Formación Esmeraldas se le asignó la lo-
calidad tipo por el Río Sogamoso en el Flanco E 
del Sinclinal de Nuevo Mundo. Su contacto infe-
rior se define en el inicio del predominio de lo-
dolitas sobre los paquetes arenosos de la Fm La 
Paz. Está compuesta por intercalación de capas 
de arenita gris a gris verdoso de grano fino a me-
dio con alto contenido de líticos, mica y gruesos 
paquetes de arcillolitas varicoloreadas las que se 
hacen más oscuras por alto contenido de materia 
orgánica hacia el flanco W del SNM. 
El contacto con la suprayacente Formación 
Mugrosa es al parecer discordante aunque 
este varía de W a E, siendo menos evidente en 
el flanco E del SNM (Caballero et al. 2010). La 
unidad se adelgaza al W al igual que al N pa-
sando de 1.255m a cerca de 500m, coincidente 
72
Evolución Geológica y Estratigrafía del
Sector Norte del Valle Medio del Magdalena
G e o l o g í a N o r a n d i n a
con el aumento de las lodolitas grises oscuras. 
El ambiente corresponde a sistemas fluviales de 
llanuras aluviales y ríos meándricos que varían 
hacia el norte a llanuras bajas lacustres afecta-
das al parecer por influencia marina, donde se 
desarrolla el nivel fosilífero “Los Corros” de gas-
terópodos, bivalvos y macrofragmentos vegeta-
les (Caballero et al. 2010).
Muestras palinológicas estudiadas por el 
primer autor de este documento en las que se 
reconoce la asociación Rhoipites guianensis, Re-
titrescolpites magnus, Rhoipitess quarrosus, Tetra-
colporopollenites transversalis y Retitrescolpites 
magnus caracterizan el Eoceno más tardío para 
la Formación Esmeralda.
La Formación Mugrosa deriva su nombre de 
la quebrada del mismo nombre. Según Caballero 
et al. (2010), es una unidad de lodolitas varicolo-
readas donde predominan los colores rojizos y 
amarillos sobre los tonos grises. En estas se in-
tercalan en mucha menor proporción capas de 
areniscas de grano muy grueso a conglomerá-
ticas, grano decrecientes y con moderada conti-
nuidad lateral. En la cuenca del VMM se reporta 
el horizonte fosilífero de La Cira, que no aflora en 
el SNM. Las características mencionadas corres-
ponden a sistemas fluviales de llanuras aluviales 
y ríos meándricos. Como en las otras unidades su 
espesor disminuye hacia el sector norte del VMM 
pasando de 1.330m a menos de 600m al trazo 
de la Falla de Cimitarra. No es claro el contacto 
discordante reportado a la base, podría tratar-
se de regímenes diferentes de subsidencia de la 
cuenca en ambientes semejantes.
La Formación Colorado toma su nombre del 
Río Colorado al sur del SNM en el Campo Cira 
– Infantas para definir una espesa secuencia de 
1.250m que incluye el Horizonte fosilífero de 
“La Cira” con 100m de espesor. Este espesor 
aumenta en dirección de la Cordillera Oriental 
llegando a 2.500m (Morales et al. 1958). Yace 
concordantemente sobre la Formación Mu-
grosa y consta de areniscas conglomeráticas y 
conglomerados intercalados en lodolitas vari-
coloreadas. Para Caballero et al. (2010) es una 
sucesión estrato creciente con facies que per-
miten predecir abanicos aluviales canaliformes 
(ríos trenzados) hacia el SNM.
La edad de las Formaciones Colorado y Mu-
grosa se ha asignado al Oligoceno tardío Mioce-
no Temprano.
2.4. Estratigrafía del Neógeno
2.4.1. Grupo Real
De acuerdo a Morales et al. (1958) se de-
nomina Grupo Real a la unidad del Neógeno 
cuya localidad tipo se establece en inmediacio-
nes a la desembocadura de la Quebrada Real 
en el Río Opón al SW del SNM. En general es 
muy espesa formada a la base por 30m de con-
glomerados de guijos de chert negro, cuarzo, 
arenisca y suprayacidos por más de 500m de 
areniscas guijosas con estratificación cruzada 
e intercalaciones de lodolitas varicoloreadas. 
Sobre estas se presentan 1.300m de lodolitas 
varicoloreadas y areniscas subordinadas con 
estratificación cruzada y otros 1.100m de are-
niscas en las que son comunes los fragmentos 
de troncos silicificados o carbonizados. Sobre 
este material se presentan 500m de lodolitas 
varicoloreadas con intercalaciones de areniscas 
con grandes cantidades de hornblenda y augi-
ta. Esta unidad se acumula discordantemente 
sobre la Formación Colorado en un contacto 
neto y contrastante. La edad del Grupo Real se 
ha asignado al Mioceno Tardío.
2.4.2. Grupo Mesa 
Morales et al. (1958) agrupan en este conjun-
to a todos los sedimentos del Mioceno superior 
que guardan semejanza a los de la Formación 
73
a g o s t o 2 0 1 5
N o . 1 2
Mesa del sector más sur del VMM, donde se le 
ha asignado este nombre por las particulares 
geoformas a que dan lugar. Se trata de 575m 
acumulados discordantemente sobre el Grupo 
Real. Son acumulaciones volcano-sedimentarias 
de areniscas tobáceas, tobas andesíticas, aglo-
merados e intercalaciones de arcillas, limos, con-
glomerados y depósitos piroclásticos. Los clastos 
volcánicos son andesitas,dacitas y los materiales 
finos pumitas y cenizas. La parte superior de la 
unidad está compuesta por gravas, bloques, are-
nas y limos intercalados que representan facies 
de abanicos torrenciales. La edad se asume que 
varía del Plioceno al Pleistoceno.
3. Marco Tectónico del Sector Norte del 
 Valle Medio del Magdalena
3.1.	 Fallas	Regionales	que	Definen	el
 VMM y Evolución Geológica
3.1.1. Falla de La Salina
La Falla de La Salina corresponde a un sis-
tema de falla inversa con vergencia al oeste y 
trazo regional SSW – NNE que desplaza rocas 
del Cretácico temprano sobre rocas del Cretáci-
co tardío y Cenozoico del VMM (Acosta, 2002). 
Gómez et al. (2005a) la consideran como la falla 
maestra del borde W de la Cordillera Oriental 
y plantean que originalmente podría haberse 
desarrollado como una falla normal cuya reacti-
vación e inversión condujo al levantamiento de 
la CO. Es la falla fundamental que constituye 
el límite tectónico entre el VMM sector sur y la 
Cordillera Oriental (Schamel, 1991) y finaliza de 
manera compleja en la Falla de Bucaramanga, 
donde no es claro si se bifurca contorneando 
los flancos oriental y occidental del Sinclinal de 
Nuevo Mundo. Fallas menores localizadas ha-
cia la parte más norte se pliegan de acuerdo al 
trazo de la Falla de Bucaramanga y desaparecen 
por debajo de ésta dando la apariencia de que-
dar fosilizadas por efecto de dicha falla.
Algunos autores consideran que la Falla de la 
Salina actuó como falla normal en el Jurásico Tar-
dío y el Cretácico Temprano para luego reactivar-
se e invertirse durante la Orogenia Andina (Co-
lleta et al. 1990; Dengo & Covey, 1993; Cooper et 
al. 1995, entre otros), o al Paleógeno en el proce-
so de estructuración asociado a la deformación 
penecontemporánea con la sedimentación de la 
Formación Lisama, pero que logra su mayor de-
sarrollo asociada a la discordancia a la base de la 
Formación La Paz. No obstante, es claro que su 
efecto ha permanecido con mayor importancia 
durante el levantamiento de la Cordillera Orien-
tal en el Sector sur del VMM.
3.1.2. Falla de Bucaramanga
La Falla de Bucaramanga (FB) se constituye 
en el elemento geotectónico más evidente del 
Norte de Colombia. Su dirección aproximada es 
N20°W y presenta un rasgo claramente definible 
en imágenes de satélite o cualquier otro sensor 
remoto y se prolonga hasta la Sierra Nevada de 
Santa Marta. Su implicación y temporalidad ha 
tenido múltiples interpretaciones, en la mayoría 
de las cuales, por su trazo en valles rectilíneos, 
se ha considerado como un sistema de fallas 
de rumbo de movimiento sinestral, con despla-
zamiento aproximado de 100km y actividad re-
ciente (Campbell, 1968; Tschanz et al. 1974; Ward 
et al. 1973; Gómez et al. 2005 b). De acuerdo a 
Ward et al. (1973), la expresión topográfica de la 
Falla de Bucaramanga se da en dirección sur del 
Río Cesar aunque hay trazos donde ésta es oscu-
ra, como es el caso entre los municipios de Ábre-
go y San Alberto donde presenta un “salto” de 
20km y dichos autores interpretan una serie de 
lineamientos que equivaldrían al relevo. Algunos 
autores, sin embargo, sostienen que en muchos 
sectores en superficie son registrables los des-
plazamientos verticales con movimiento ascen-
dente y al oeste del bloque oriental, por lo tanto 
asociado al levantamiento del Macizo de San-
tander. No obstante, no se reconoce una zona 
74
Evolución Geológica y Estratigrafía del
Sector Norte del Valle Medio del Magdalena
G e o l o g í a N o r a n d i n a
triturada o de brecha comparable a su expresión 
regional, pero sí buzamientos altos de las uni-
dades mesozoicas y pre-mesozoicas, aunque en 
otras las capas están normales buzando hacia la 
falla (Ward et al. 1973).
El sistema de Fallas de Bucaramanga, conside-
rando el trazo principal observable pero también 
las fallas paralelas y las estructuras asociadas, es 
consecuencia del historial de deformación del 
VMM, de la Cordillera Oriental y del Macizo de 
Santander. La estructuración que se reconoce de 
manera diferencial, como consecuencia del le-
vantamiento de la Cordillera Central y la Serranía 
de Perijá en los depósitos del Cretácico, Paleóge-
no y Neógeno, es muy evidente en la sísmica del 
sector norte del VMM, lo que permite suponer 
que ha sido afectada por influencia del sistema 
de fallas asociado a la FB y por lo tanto podría 
ésta tener una temporalidad aún no claramente 
establecida. Otro aspecto observable es la evolu-
ción sedimentológica desde el Cretácico; las uni-
dades del Cretácico en el Valle Medio del Mag-
dalena VMM presentan apreciables variaciones 
litológicas con referencia a las unidades corre-
lativas aflorantes al E de la Falla de Bucaraman-
ga y aunque éstas se reconocen como parches 
sobre el basamento, el espesor y contenido de 
sedimentos terrígenos es sensiblemente mayor, 
igualmente hacia el sur donde aumenta aún más 
la tendencia del contenido de terrígenos sobre 
los materiales calcáreos. El conocimiento litoló-
gico de dichas unidades en el VMM y la cordillera 
es aún limitado y por lo tanto las expectativas 
que podrían desprenderse de sus correlaciones y 
de su prospectividad.
3.1.3. Falla de La Palestina
El sistema de Fallas de La Palestina es el límite 
geotectónico oriental del basamento metamór-
fico Neoproterozoico a Paleozoico inferior que 
conforma la Cordillera Central. Separa las rocas 
del basamento grenvilliano, los conjuntos su-
pracorticales paleozoicos y demás rocas meso-
zoicas que conforman la Cordillera Oriental, la 
Serranía de San Lucas y La Serranía de los Mo-
tilones o Macizo de Santander. Fue definida por 
Feininger (1970) (en Feininger et al. 1972) y car-
tografiada en las planchas geológicas (2 mapas) 
denominadas I-9 y parte de H-9, H-10, I-10, J-9, 
J-10, localizadas al W del VMM y la Serranía de 
San Lucas (Feininger et al. 1970). Es al parecer 
una posible zona de falla multitemporal que po-
dría haberse reactivado en diferentes episodios; 
originalmente formaría parte de la zona de su-
tura del Paleozoico inferior ya que separa rocas 
metamórficas de bajo grado, representadas en 
los complejos de Cajamarca y Ayurá Montebello, 
cartografiadas por Feininger et al. (1970) bajo el 
descriptor “rocas metamórficas de la Cordille-
ra Central al Oeste de la Falla de Otú”, de rocas 
grenvillianas aflorantes al E de la misma, en el 
sector de Puerto Berrío y cartografiadas como 
“Rocas Metamórficas al Este de la Falla de Otú”. 
En el Mesozoico durante el episodio ígneo aso-
ciado a la subducción, varia a falla normal al ac-
tuar de borde mesozoico extensivo generando 
la cuenca de “rift” (Sarmiento-Rojas et al. 2006). 
Podría interpretarse también como el borde más 
occidental de la cuenca de intra-arco, reciente-
mente propuesta por Zuluaga et al. (2015). Fi-
nalmente actuó como una falla inversa asociada 
al levantamiento inicial de la Cordillera Central 
desde inicios del Maastrichtiano (Gómez et al. 
2003 y 2005 b) y en el Eoceno medio cuando se 
evidencia el levantamiento principal de la misma 
(Moreno et al. 2011). 
3.1.4. Sistema de Fallas Paralelas a
 la Falla de Cimitarra
La Falla de Cimitarra se constituye en el límite 
sur de la Serranía de San Lucas. Es una falla con 
dirección N60°E paralela a un tren de fallas en 
la misma dirección a lo largo de la Serranía cuyo 
trazo llega hasta la Falla de Palestina y se pierde 
en los depósitos cuaternarios del Valle Medio del 
75
a g o s t o 2 0 1 5
N o . 1 2
Figura 11. Interpretación de la evolución de la cuenca del Valle Medio del Magdalena sector norte desde el Jurásico al Maas-
trichtiano. A. Fase extensiva asociada a subducción al W. La Falla de Palestina, posible antigua sutura, se comporta como un 
sistema de fallas normales que junto con un sistema al oriente, permiten se genere espacio de acomodación y se acumule en la 
cuenca un espesor del orden de 5.000m de sedimentos de origen volcánico (Formación Noreán). Asociado a la actividad ígnea 
se dan intrusiones subcontemporáneas (granitoide deSan Lucas y los de la CO), todo sobre un basamento grenvilliano (Neis 
de San Lucas y de Bucaramanga) y de rocas neoproterozoicas y paleozoicas. El volcanismo llega hasta finales del Jurásico. 
B. El inicio de la sedimentación cretácica, para esta parte se da en el Hauteriviano, un poco más tardío que en la parte central 
de la Cuenca Cretácica, lo que incluye un período de no depósito y erosión. La sedimentación cretácica es continua a partir de 
depósitos continentales (Formación Tambor) y rápidamente se establece una cuenca de mar abierto con períodos progradantes 
poco representados y una máxima transgresión hacia el Turoniano (base de la Formación La Luna o Miembro Salada). A partir de 
esta unidad se inicia la regresión del Cretácico superior en facies de plataforma interna (Miembros Pujamana y Galembo). C. Al 
tope del Campaniano – Maastrichtiano Temprano cambia dramáticamente la configuración de la cuenca a un mar restringido que 
evoluciona a pantanos costeros, da lugar a la sedimentación de las lodolitas y arenitas terrígenas de la Formación Umir. El cambio 
en la configuración de la cuenca se relaciona con el inicio del levantamiento de la Cordillera Central, consecuencia de la acreción 
de la placa de Farallones y el punto de quiebre está relacionado con la reactivación de la Falla de Palestina.
76
Evolución Geológica y Estratigrafía del
Sector Norte del Valle Medio del Magdalena
G e o l o g í a N o r a n d i n a
Magdalena. Las características morfotectónicas 
dan lugar a profundos valles que seccionan las ro-
cas ígneas intrusivas (granitoide de San Lucas), las 
rocas volcano-sedimentarias (Formación Noreán), 
sin afectar tan notoriamente las rocas Cretácicas 
que afloran en superficie formando la franja NS 
del sector norte del VMM, pero que en el subsue-
lo las desplazan o deforman con consecuencias 
menores sobre las rocas del Paleógeno. La Falla 
de Cimitarra subdivide la cuenca del Valle Me-
dio del Magdalena en Sector Norte y Sector Sur 
y su trazo en el subsuelo coincide o es paralela a 
la Falla de Cantagallo (Schamel, 1991, Gómez et 
al. 2005 b); actúa como falla de alto ángulo (fa-
lla de rumbo) y es el elemento geotectónico que 
controla la sedimentación tanto Paleógena como 
Neógena. Sus efectos en la evolución de la cuenca 
no han sido claramente estudiados.
 4. Discusión y Evolución Geológica del
 Valle Medio del Magdalena
La actividad ígnea mesozoica se constituye 
en el preludio de la apertura y conformación 
de la Cuenca Cretácica Colombiana incluido el 
VMM. Esta se encaja sobre un basamento Meso 
Proterozoico grenvilliano (Neis de Bucaramanga 
y San Lucas), Neoproterozoico y del Paleozoico 
inferior (Rocas metamórficas de bajo grado y 
sedimentitas paleozoicas). Aunque aún es po-
bremente conocido el marco tectónico origen 
de dicha fuerte actividad ígnea, esta es extensa 
a nivel regional y hacia el norte afecta los ba-
samentos de las ancestrales Cordillera Central y 
Oriental (Macizo de Santander). Los datos petro-
químicos la colocan en metaluminosa calcoal-
calina geoquímicamente de tipo I, asociada sin 
excepción a subducción (Leal-Mejía et al. 2011). 
De manera que durante el Jurásico se genera el 
espacio de acomodación sobre el que se acu-
mularían varios miles de metros de depósitos 
volcánicos (Formación Noreán), antecedidos y 
cortados por intrusiones ígneas (Granitoides de 
San Lucas, diques y cuerpos hipoabisales). En di-
rección sur en el Valle Superior del Magdalena 
se desarrollan depósitos equivalentes (Bayona 
et al. 1994). Como preludio a la actividad ígnea, 
rocas sedimentarias del Jurásico inferior (Forma-
ciones Morrocoyal y Bocas), permiten apreciar 
el inicio Mesozoico de apertura de una cuenca 
extensiva asociada a la subducción. 
A comienzos del Cretácico la actividad ígnea 
migra al W de la multitemporal Falla de Palestina 
y se da inicio a la conformación de la Cuenca Cre-
tácica, la cual se abre de manera diferencial (Eta-
yo et al. 1976; Fabre, 1985; Sarmiento-Rojas et al. 
2006; 2011; Cediel et al. 2011, entre otros). La me-
gasecuencia Cretácica del VMM se acumula en el 
sector norte de un amplio graben con orienta-
ción general NNE-SSW, el cual se ha propuesto 
subdividido en las subcuencas Tablazo-Cocuy 
y Cundinamarca (Sarmiento-Rojas, 2006). Estas 
subcuencas estarían separadas por paleofallas 
de transferencia, que dan a las mismas velocida-
des de subsidencia diferenciales y con espesores 
disímiles contrastantes (Sarmiento-Rojas, 1996). 
El Sector norte del VMM estaría ubicado en la 
primera subcuenca o bloque de menor subsi-
dencia y aporte terrígeno. Las facies calcáreas o 
terrígenas de grano fino de las unidades (parte 
media de la Formación Rosa Blanca, Paja, Simití 
y la Formación La Luna), sustentan la forma de la 
cuenca en una plataforma abierta en dirección 
norte. Las áreas fuentes de los terrígenos están 
localizadas al oriente (áreas emergidas del Ma-
cizo de Guyana). El inicio de la sedimentación es 
terrígena (Formación Tambor) y progresivamen-
te la cuenca va profundizando pasando a los de-
pósitos de bioesparitas de la Fm Rosa Blanca y 
luego a las biomicritas y lodolitas de la Fm Paja. 
Los depósitos de unidades correlativas afloran-
tes en la Cordillera Oriental resaltan los interva-
los regresivos en el Cretácico (Ward et al. 1973), 
que en el VMM corresponden a las Formaciones 
Tablazo y Calizas del Salto y podrían en el sector 
norte ser muy delgados por limitaciones en la 
progradación y sustentar el posible faltante en el 
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área de Simití de la Fm Tablazo. Hacia el Turonia-
no, como ha sido reportado no sólo en Colombia 
(Morales et al. 1958; Villamil, 1998; Guerrero et al. 
2000), sino en muchas partes del mundo (ejem-
plo las facies del Eagle Ford Shale), se presenta la 
máxima transgresión Cretácica y con ella el de-
sarrollo de facies de mar abierto, representadas 
en el VMM por las biomicritas de foraminíferos 
plantónicos del Miembro Salada de la Formación 
La Luna. El resto de la Formación (Sarmiento et 
al. este volumen) muestra la progresiva someri-
zación (Miembro Pujamana), hasta facies de mar 
abierto proximal con episódicas somerizaciones 
de frente costero inferior (Miembro Galembo) 
acumuladas durante el Campaniano. 
A finales del Cretácico (Campaniano más tar-
dío y Maastrichtiano), se inicia el levantamiento 
de la Cordillera Central producto del inicio la 
colisión de la Placa de Farallones contra la Placa 
Suramericana (Aspden et al. 1987; Gómez et al. 
2003, Gómez et al. 2005 b, Caballero et al. 2010, 
Horton et al. 2010) que da lugar a la Cordillera 
Occidental. El efecto sobre la Cuenca Cretácica 
es evidente en unidades como las Formaciones 
Buscavida, La Tabla y Seca de la parte sur del 
VMM (Guerrero et al. 2000; Gómez et al. 2003), 
equivalentes temporales a la Formación Umir. 
Las condiciones del mar Cretácico abierto, dan 
paso a un mar cerrado, con apariencia de islas 
barrera, lagunas costeras, pantanos y finalmen-
te en el Paleoceno al desarrollo de sistemas de 
llanuras aluviales (Sarmiento, 1994). En el sector 
norte se manifiesta con la conformación de un 
mar somero y restringido en el que se depositan 
las formaciones Umir y Lisama, con facies marino 
someras de baja energía hasta pantanos coste-
ros y llanuras bajas al tope, con área de aporte, 
por su mineralogía, desde la ancestral CC y el 
Macizo de San Lucas.
El episodio de exhumación en el paleógeno de 
la Cordillera Central (Horton et al. 2010, Nie et al. 
2012), con el consecuente basculamiento de la 
Serranía de San Lucas, conlleva al fin de la Cuen-
ca Cretácica y a la transformación en una cuenca 
de “foreland” en dos episodios: el primero gene-
rando microcuencas que se rellenan en la medida 
en que la deformación avanzaba al oriente acu-
mulando sedimentos aún transicionales y avalan-
chas sindepositacionales en la parte inferior de 
la Formación Lisama, pero ya desarrollando una 
discordancia al Paleoceno Temprano, igualmente 
manifiesta en la Cordillera