n geologica el maco - buenavista: ctura en el sector occidental valle

n geologica el maco - buenavista: ctura en el sector occidental valle

N GEOLOGICA EL MACO - BUENAVISTA:
CTURA EN EL SECTOR OCCIDENTAL
VALLE SUPERIOR DEL MAGDALENA
Francisco Amezquita M.
Camilo Montes R.
Ares Corporaci6n Geol6gica A.A. 48097
RESUMEN
EI analisis en vista de planta y de corte de las estructuras del sector Ortega-Coyaima en
el Valle Superior del Magdalena demuestra Ia presencia de dos cinturones de plegamiento
y cabalgamiento: 1) el cintur6n de 'El Maca' y, 2) El cintur6n de cabalgamiento de 'rio
Saldana'; el primero presenta estilo estructural de cobertura gruesa y direcci6n de
transporte tect6nico suroriental; registra actividad tect6nica anterior y contemporanea
con Ia acumulaci6n de los materiales que conforman el Grupo Gualanday; tambien registra
actividad tect6nica posterior a Ia acumulaci6n de los materiales que conforman Ia
Formaci6n Honda; el segundo cintur6n presenta estilo estructural de cobertura delgada,
plegamiento por propagaci6n de fallas y direcci6n de transporte tect6nico noroeste y
registra su primer pulso despues de Ia acumulaci6n de los sedimentos de Ia Formaci6n
Doima. Para este cintur6n se determine un acortamiento del 49% calculado por balance
por area; este cintur6n se desarrolla posteriormente a Ia acumulaci6n de los materiales del
Grupo Gualanday y, al igual que el cintur6n de El Maca, tambien presenta actividad despues
de Ia acumulaci6n de los materiales que conforman Ia Formaci6n Honda.
ABSTRACT
The study from plan and profile perspectives of the structural geometry of the Ortega Coyaima region in the Upper Magdalena Valley, revealed the existence of two fold and
thrust belts: 1) The "El Maca" fold and thrust belt and, 2) The "rio Saldana" fold and thrust
belt. The former being a southeast-verging and thick-skinned belt, built by tectonic activity
during the sedimentation of the Gualanday Group sediments and modified after the
accumulation of the Honda Formation sediments. The later is a northwest-verging, thinskinned belt, generated after accumulation of the Doima Formation sediments; and also
modified by the rotation of previously formed folds and faults surfaces after the
accumulation of the Honda Formation sediments; thrusting was most likely in sequence,
creating an estimated 49% shortening calculated by equal-area balancing method.
VI- 1
i -
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INTRODUCCION
El trazo de Ia SGT aprovecha el curso de las
das Umbale y Chipalo, lo mismo que los ::.tlrw::.•"''
tos que ofrecen las carreteras Coyaima-Chaparral
Coyaima-Ataco.
0
El proposito de este trabajo es presentar una vision
regional de Ia estructura y evolucion del sector
noroccidental del Valle Superior del Magdalena;
para ello se construye Ia seccion geologica "El Maco
- Buenavista" y se "balancea" el sector "El
Azucaral-Buenavista".
Las principales herramientas utilizadas para construir y "balancear" Ia seccion geologica, conocer el
estilo estructural, Ia secuencia de Ia deformacion y
proponer una cifra del acortamiento fueron: 1) El
levantamiento detallado de Ia geologia de una linea
con direccion NW-SE, actividad que involucro desde
Ia descripcion y el analisis de afloramientos hasta Ia
evaluacion de Ia cronologia de deformacion y el
establecimiento de Ia geometria en volumen de los
cuerpos rocosos. 2) El mapa geologico y 3) Otras
herramientas, tales como el analisis de sismogramas
y registros de pozos y el analisis de deformacion.
Se levanto en detalle Ia geologia de Ia linea
transeccional "El Maco - rio Saldana" (Seccion
Geol6gica Transeccional; en adelante SGT), con
longitud aproximada de 23 km, y direccion general
N56W-S56E. La seccion esta localizada al
suroccidente del Departamento del T olima en Ia
margen noroccidental del Valle Superior del Magdalena, en los municipios de Chaparral, Coyaima y
Ortega a los 4o N y 75oW (fig. 1); el extremo NW se
encuentra en Ia inspeccion de policia El Maco y el
extremo SE en Ia vereda Buenavista. Topograficamente Ia SGT alcanza diferencias entre los cauces
de los rios y los cerros circundantes de hasta 500 m
permitiendo observaciones a diferentes niveles
estructurales.
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MARCO GEOLOGICO
El Valle Superior del Magdalena (en adelante
es com(mmente definido en termino
geomorfol6gicos como Ia parte Ilana entre las
lleras Central y Oriental al Sur de Girardot -fig. 1-. De
acuerdo con recopilaciones recientes, el VSM se
encuentra limitado en sus hordes por fallas inversas
de alto angulo: en su margen occidentallo limita
Sistema de Fallas de Chusma y de Calarma; ""'''""TI'""""
que en Ia margen oriental lo delimita el Sistema de
Fallas de Garzon-Suaza (Mojica y Franco, 1990).
El mapa geologico de Raasveldt y Carvajal (1957),
muestra por primera vez las complejas relaciones
existentes entre tectonica y sedimentacion en el
sector Ortega- Coyaima. Estos autores seflalan las
discordancias en las bases de las Formaciones Honda y Chicora) y las interpretan como registro de
actividad tectonica; ademas reconocen que los conglomerados del Grupo Gualanday son el registro de
actividad tectonica contemporfmea con su acumulacion. Las mismas discordancias fueron tambien reconocidas en campo por Barrio y Coffield (1992);
siendo estos los ultimos datos de geologia de superfide publicados para el sector Ortega-Coyaima desde 1961, cuando aparecio el mapa geologico de
Ortega con auto ria de H. BUrgi. Caicedo y Roncancio
(este volumen) demuestran en detalle Ia relaci6n
entre tectonica y sedimentacion registrada por las
rocas del Grupo Gualanday.
VI- 2
N
Retro·cabalgamiento del cintur6n de
ElMaco
Rctro-cabalgamiento del cintur6n de
Rio Saldana
0
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VI-3
c:>o
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El sector Ortega - Coyaima esta caracterizado por
fallas que involucran basamento (Beltran y Gallo,
1968) y por fajas plegadas y corridas que definen un
estilo estructural de cobertura gruesa de acuerdo con
Butler and Schamel (1988). La marcada direcci6n
NE-SW de las estructuras es explicada por Schamel
(1992), como el reflejo de anisotropias mecanicas en
el basamento que guian las direcciones de las estructuras en Ia cobertera Cretacica y T erciaria. La
vergencia de las estructuras, que en el sector Ibague
- Chaparral es aparentemente hacia el or6geno
(Cordillera Central) y no hacia el antepais (VSM)
como es lo "normal" en los cinturones de cabalgamiento, es discutida por Coffield y Barrio (1989),
quienes explican este fen6meno porIa superposici6n
de dos episodios de deformaci6n de diferente
edad y vergencia.
Segun Schamel (1992) Ia actividad tect6nica en el
VSM se puede resumir en tres pulsos de deformaci6n; el primer pulso reconocido esta representado
por cabalgamientos con vergencia oriental a lo largo
de Ia margen oriental de Ia Cordillera Central a
comienzos de mediados del Eoceno y mediados de
finales del Oligocene; el segundo son cabalgamientos
con vergencia oeste a lo largo de Ia margen occidental de Ia Cordillera Oriental de finales del Mioceno al
Plioceno, y el tercero esta representado por fallas
rumbo-deslizantes del Plioceno tardio al
Pleistocene(?).
ESTRATIGRAFIA FISICA
Durante el desarrollo de este trabajo fue necesario
medir el espesor estratigrafico de casi toda Ia secuencia sedimentaria, ante Ia ausencia de medidas de este
tipo en Ia bibliografia geologica; los resultados estan
resumidos en Ia figura 2.
La secuencia estratigrafica de este sector del VSM
esta compuesta por tres intervalos litol6gicos principales: El inferior, constituido por vulcanitas y
sedimentitas de las Formaciones Luisa, Payande y
Saldana del Triasico y Jurasico (Mojica et al. 1978),
(Etayo et al. 1986), (Bayona et al. 1992); el medio,
conformado por sedimentitas de origen fluviatil y
marino del Cretacico (Etayo et al. 1986), (Barrio y
Coffield 1992), y el superior, constituido por
sedimentitas de origen fluviatil del Terciario (Etayo et
al. 1986), (Caicedo y Roncancio 1992).
Cada intervale esta limitado en su base por una
discordancia; los traslapes y relaciones de corte
encontrados entre estructuras de origen tect6nico y
superficies de discordancias nos permitieron descifrar Ia secuencia de deformaci6n para este sector del
VSM; estas relaciones estan resumidas en las figuras
3, 4y5.
Las caracteristicas estructurales de las sedimentitas
del Grupo Olini estan descritas y analizadas en
detalle en su trabajo de grado por Cortes (1992) .
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VI- 4
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CONVENCIONES
Tobas traquitlcas
Tobas riolitlcas
Lavas andesitlcas
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Rudita
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Lito arenita
Caliza
Cuarzo arenita
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VI- 5
Lodolita
Chert
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Fm.Yavi
Fm. Saldana
Fm. Caballos
Fm. Saldana
(cf. fotografia)
Fm. Potrerillo
Fm. Chicoral
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(cf. fotografia)
VI- 6
Gr. Olini
Fm. Villeta
Fm. Caballos
FmDoima
(cf. fotografia)
GEOLOGIA ESTRUCTURAL
TEXTURAS DE DEFORMACION
FRACTIJRAS Y FALIAS
Para obtener Ia caracterizaci6n reol6gica de las
rocas aflorantes en este sector del VSM se relacionan de modo general las estructuras medidas en
campo con los tipos litol6gicos en los que elias se
midieron (fig. 6); en forma grafica el plegamiento se
describe segun el esquema de Marshak and Mitra
(1988); las fracturas segun el esquema de Hatcher
(1991), Ia presencia de cataclasis o brechamiento en
las zonas de falla segun el sistema de Higgins (1971),
y los termmos competente e incompetente son usados
seg(m el sentido dado por Ramsay and Huber (1987).
Se encontr6 que a lo largo de Ia secci6n geol6gica,
el espaciamiento promedio de Ia diaclasas y venas
rellenas para cada tipo litol6gico se mantiene aproximadamente constante en sus diversos afloramientos; Ia morfologia de Ia superficie de las diaclasas es
en general plana, lisa y ocasionalmente varia a curva
lisa; s6lo bajo el microscopic se pudieron observar
superficies con desarrollo de estilolitos en una lodolita
silicea (Cortes M., comunicaci6n verbal); los clivajes
se encuentran relacionados s6lo a fallamiento y
nunca como clivaje axial-planar de plegamiento.
VI- 7
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FORMA DEL PLIEGUE ESCALA DE LA ESTRUCTURA
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Abierto
Milimetrica
Apretado
Centimetrica
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Metrtca
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Isoclinal
limil
VI- 8
UNIDAD COMPETENTE
UNIDAD INCOMPETENTE
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Todas las fallas observadas en campo tienen trazos
discretos a escalade afloramiento; ademas, es caracteristico que las superficies de falla sigan trayectorias
subparalelas a los pianos de estratificacion. La presencia de plegamientos confinados a Ia estratificacion confirman Ia trayectoria subparalela a Ia estratificacion que preferencialmente siguen los pianos de
falla, indicando Ia presencia de cizalla simple paralela
a las capas.
El estilo de deformacion en las rocas de Ia Formacion
Saldana es marcadamente diferente con respecto a!
estilo y las estructuras medidas en unidades mas
IC: 5%
jovenes; localmente presenta estructuras rumbodeslizantes por cizalla simple muy penetrativa a
escala de afloramiento, con presencia de rocas
cataclasticas y probablemente miloniticas -identificacion en muestra de mano-. La dispersion de estas
estructuras medidas en Ia Formacion Saldana porIa
Quebrada Chipalo (fig. 10i), llega a ser bimodal a!
sustraer los buzamientos de las suprayacentes Formaciones Alpujarra y Caballos (vease fig. 7); estas
relaciones y observaciones de campo indican que las
estructuras medidas en las vulcanitas de Ia Formacion Saldana, son anteriores a Ia acumulacion de Ia
cobertura sedimentaria del Cretacico.
N
PUEGUES
A lo largo de Ia seccion geol6gica y a escalas de
afloramiento y de muestra de mano es notable Ia
presencia de plegamiento por flexion de fallas (fig. 8)
y plegamiento por propagacion de fallas (fig. 9), en
este ultimo caso, se observa el adelgazamiento del
flanco frontal (cf. Suppe, 1983, y Jamison, 1987) y
engrosamiento del flanco posterior como consecuencia de retrocabalgamientos. Otras caracteristicas comunes a! plegamiento a lo largo de Ia seccion
son las formas paralelas armonicas en chevron y
formas paralelas armonicas de fiances pianos y
crestas curvas.
Los pliegues a escala de mapa (sinclinales del rio
Saldana y Ataco) a! ser analizados mediante
diagramas, muestran concentraciones bimodales de
polos de pianos de estratificacion que definen pliegues en chevron de fiances pianos y crestas angulares (Vease fig.10-b, 10e- y 11) permitiendo su
extrapolacion a profundidad.
VI- 9
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FtgUra 8. Plegamiento por flexion de falla en
sedimentitas de Ia Formaci6n Alpujarra. Punto
22+50 SGA (905.550 N.- 867.800 E.).
VI- 10
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VI -11
tm
UNIDADES REOLOGICAS
El primer contraste reologico importante de base a
techo se encuentra en los shales negros de Ia mitad
superior de Ia Formacion El Ocal (figura 6); otros
contrastes significativos se dari en las calizas de Ia
base de Ia Formacion Villeta, en Ia base y el techo del
Grupo Olini y en Ia base de Ia Formacion Potrerillo;
estos contrastes definen como unidades competentes a las Formaciones Saldana-Yavi-Alpujarra, Formacion Caballos, techo de Ia Formacion Villeta,
Formaciones Monserrate-Chicoral y Formaciones
Doima-Honda. Las unidades incompetentes no necesariamente producen relieves suaves; particularmente, las rocas del Grupo Olini forman los cerros
mas escarpados del area siendo esta una unidad
incompetente.
ANAUSIS DE DEFORMACION
Debido a Ia cantidad de medidas de marcadores de
deformacion (i.e. impresiones deformadas de fosiles)
que serian necesarias para conocer de una manera
exacta el estado de deformacion de las rocas para
cada punto de Ia seccion, y que por su escasez fue
imposible obtener, las medidas se restringieron a Ia
variacion regional de dos parametres semicuantitativos de deformacion (cf. Protzman and Mitra
1990); el primero de ellos es Ia orientacion de las
direcciones de maximo estiramiento; y el segundo
(que se mantiene constante a lo largo de Ia SGT) es
Ia magnitud del estiramiento promedio. La direccion
de maximo estiramiento negative cr3 esta marcada
porIa direccion de las diaclasas y venas rellenas (cf.
Davis, 1984); esta relacion se confirma a! estudiar las
impresiones de amonitas deformadas, que tienen el
eje paralelo a Ia familia local de diaclasas y venas
rellenas (fig. 12); Ia variacion regional de las direcciones de estiramiento a lo largo de Ia SGT deducidas
a partir de este analisis se observa en Ia misma figura.
En los diagramas de densidad de polos (vease figura
1 0), seve que cada dominic de buzamiento tiene una
familia de diaclasas perpendicular a el y nunca se
nota Ia presencia de clivaje axial-planar, esto sugiere
que el fracturamiento medido fue pasivamente rotado
a! formarse los pliegues por Ia flexion y por Ia
propagacion de fallas.
Otros marcadores de deformacion se usan cuando
en superficie el trazo de falla como el "Thrust" de
Ataco (vease mapa geologico) indica un estilo estructural que no encaja en el esquema regional; en este
caso especifico, Ia direccion de transporte tectonico
segun el salto estratigrafico indicaria un desplazamiento de los bloques a modo de falla normal (como
fue interpretado por Raasveldt y Carvajal 1957;
vease tambien fig. 11); sin embargo los plegamientos
asimetricos asociadas a Ia superficie de falla revelan
un desplazamiento de los bloques en sentido inverso
con direccion de transporte tectonico NW de acuerdo con el analisis segun el metoda de "Hansen-slip"
(en: Marshak and Mitra, 1988); veanse ademas
figuras lOgy llc.
DISCUSION DE RESULTADOS
A partir de los siguientes analisis: 1) Estratigrafico, 2)
Estructural en vista de planta (mapa geologico, figura
11), y 3) De corte (secciones geologicas, figuras 13
y 14), se reconocen dos cinturones de cabalgamiento
y plegamiento que de oeste a este son el cinturon de
El Maco y el cinturon del rio Saldana los cuales
presentan vergencias y edades de deformacion diferentes y que a lo largo de su historia han interactuado
VI-12
Vena rellena
controlando los procesos sedimentarios ytectonicos.
Estos cinturones presentan continuidad en sus estructuras tanto al NE como al SW del area de trabajo
tal como se aprecia en el mapa de Raasveldt y
Catvajal (1957).
CINTURON DE CABALGAMIENTO
DEELMACO
Las estructuras que definen este cinturon son: el
"Thrust" de Chaparral (que marca ellimite occidental), Ia falla del Verge!, Ia falla de Chipalo y el anticlinal
de El Azucaral (que marca ellimite oriental). Estas
estructuras tienen vergencia general suroriental, con
predominio de fallas imbricadas para el intervale
lltol6gico superior (sedimentitas de origen fluviatil del
Terciario) y propagacion de pliegues por fallamiento
para el intervale litologico inferior (vulcanitas y
sedimentitas de las Formaciones Luisa, Payande y
Saldana) -fig. 13-. Ademas como caracteristica dominante, estas estructuras involucran directamente
rocas del intervale inferior definiendo un estilo estructural de cobertura gruesa y al menos en dos
oportunidades documentan episodios tectonicos: el
primero desde antes y durante Ia acumulacion de los
sedimentos que conforman el Grupo Gualanday (fig.
14d) y el segundo, despues de Ia acumulacion de los
sedimentos que conforman Ia Formacion Honda
(fig. 14a).
Aunque en un principia se plante6 Ia posibilidad de
balancear toda Ia seccion geologica, los resultados
para este sector de Ia seccion son solo cualitativos
VI-23
debido a que no existen marcadores litol6gicos ni
bioestratigraficos que sean utiles como capas guia
para el proceso del balance. Ademas, como se
observa en Ia figura 12, las direcciones de maximo
estiramiento negativo para este sector de Ia SGT no
son perpendiculares a Ia direcci6n de las estructuras,
sugiriendo influencia de estructuras rumbo-deslizantes
para este sector y por lo tanto perdida de masa a lo
largo del rumbo.
CINTURON DE CABALGAMIENTO DEL
RIO SALDANA
Las estructuras medidas en los tercios SE e intermedio de Ia secci6n geol6gica (Sinclinales de rio Saldana
y Ataco, "Thrust de Ataco" y falla de Coyaima)
corresponden a este cintur6n de cabalgamiento, el
que se identifica por su estilo estructural de cobertura
delgada afectando directamente rocas de los intervalos litol6gicos superior y medio (sedimentitas de
origen fluviatil y marino del Cretacico), con predominio de plegamiento por propagaci6n de fallas. La
direcci6n de transporte tect6nico, secuencia general
de cabalgamiento y vergencia de las estructuras es
noroeste; las estructuras de este cintur6n registran
dos episodios de deformaci6n, el primero posterior
a Ia acumulaci6n de los materiales que conforman Ia
Formaci6n Doima (fig. 14c-d) y el segundo, igual que
en el cintur6n de El Maco, despues de Ia acumulaci6n
de los sedimentos que conforman Ia Formaci6n
Honda (fig. 14a).
Las texturas de deformaci6n revelan Ia presencia de
una trama de acortamiento paralelo a las capas
(Layer Parallel Shortening, cf. Geiser 1988), que es
intensa en las rocas del Grupo Olini (Cortes, 1992)
y moderada en algunos sectores de Ia base de Ia
Formaci6n Villeta.
Por su incompetencia, los shales negros de Ia mitad
superior de Ia Formaci6n El Ocal, las rocas de Ia base
de Ia Formaci6n Villeta, las rocas del Grupo Olini y
las rocas de Ia base del Grupo Gualanday funcionan
como niveles de despegue.
Las estructuras en este cintur6n, cortan hacia el NW
rocas cada vez mas j6venes (vease fig. 13), indicando
que Ia deformaci6n es acomodada en al menos dos
dominios estructurales por rocas de diferentes edades. Por lo anterior, para el analisis de esfuerzos que
condujeron a Ia deformaci6n finita, este cintur6n se
dividi6 en dos dominios; el dominio estructural
inferior formado por el intervalo litol6gico medio y el.
dominio estructural superior formado por el intervalo litol6gico superior. El dominio inferior sufre un
acortamiento del 59% medido con Ia combinaci6n de
metodos de balance por area y por longitud de linea
de Ia Formaci6n Caballos como horizonte de referenda competente (cf. Mitra and Namson 1989);
este alto valor de acortamiento es debido al caracter
geograficamente restringido de las medidas hechas
en este dominio estructural; una parte de esta deformaci6n es absorbida por deformaciones no-rigidas
(plegamiento, LPS, estiramiento, disoluci6n y precipitaci6n); y lo restante (4.55 km) es trasladado en una
forma rigida al dominio estructural superior a lo largo
del despegue basal que coincide con Ia superficie de
Ia discordancia de Ia base del Grupo Gualanday (fig.
14d); esta situaci6n especial puede llevar a confusiones en Ia interpretacion de Ia geologia de esta area
puesto que en el estudio de lineas sismicas podria
pensarse en fallas que cortarian Ia secuencia estratigrafica "hacia abajo". El dominio superior sufre un
acortamiento del 27% m€dido por longitud de linea.
Para calcular el acortamiento total del cintur6n de
cabalgamiento del rio Saldana (tengase en cuenta Ia
figura 14, se suman las longitudes iniciales de Ia base
VI-24
de cada dominio desde las guias de los extremos
hasta Ia guia de empalme para ser usados como
longitud inicial (Lo); como longitud final (Lf), se mide
entre las dos guias de los extremos; el resultado
es del49%.
Los datos acerca de las profundidades de despegues,
fallas y espesores bajo Ia cobertura aluvial del valle del
rio Tetuan se obtuvieron a partir de informacion
sismica interpretada por Ojeda y Pena (1992), y de
los registros de los pozos Calera-1 y Chipalo-1. Las
edades relativas de deformacion para este cinturon
estan indicadas en Ia figura 14.
CONCLUSIONES
Se identifican dos cinturones de plegamiento y
cabalgamiento para el area de Ortega-Coyaima: 1) El
cinturon de cabalgamiento de el Maco 2) El cinturon
de cabalgamiento del rio Saldana. El primero presenta vergencia y direccion de transporte tectonico
sureste, y su estilo estructural es de cobertura gruesa;
el segundo a! contrario, presenta vergencia y direcci6n de transporte tectonico noroeste, y su estilo
estructural es de cobertura delgada.
Estos cinturones registran tres episodios tectonicos.
El primero, que es anterior y contemporaneo con Ia
acumulacion de los materiales que conforman a!
Grupo Gualanday, se evidencia en el cinturon de el
Maco. El segundo episodio tectonico registra su
primer pulso despues de Ia acumulacion de los
•art·i"""'"tr"' que constituyen Ia Formacion Doima y
manifiesta en el cinturon de cabalgamiento del rio
El ultimo episodio tectonico reconocido es
a Ia acumulacion de los materiales que
Ia Formacion Honda y se manifiesta por
reactivacion y rotacion de las estructuras de los
de cabalgamiento del rio Saldana y
AGRADECIMIENTOS
Queremos expresar nuestra sincera gratitud a Ia
Universidad Nacional de Colombia, a los profesores
Fernando Etayo Serna y Fabio Colmenares y a los
geologos amigos Pedro A. Restrepo y Tomas Villamil
por Ia formacion profesional y el espiritu critico que
nos transmitieron a lo largo de Ia carrera. Tambien
a todos los com paneros y amigos con quienes desde
el primer semestre formamos una buena rosca de
trabajo y en especial a Martin Cortes, German
Bayona, Jairo Roncancio, Oscar Yepes, Carlos
Jaramillo y Daniel Castillo por su colaboracion en
campo y las valiosas discusiones del proyecto; a
Jorge Baron, Luis Castillo y Mauricio Bueno por su
campania en campo y a Ia familia Lozano en Coyaima
por su hospitalidad. Agradecemos tambien a! profesor Fabio Chaparro, en Ia Vice-rectoria de recursos
por su permanente respaldo y a Ia campania Geoambiental por el prestamo de sus equipos de computacion. Este trabajo se realizo gracias a! contrato
GE0-0 169-91 Ecopetrol-Universidad Nacional.
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