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Amezquita-Montes-93-Seccion-geologica-VSM-lr

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N GEOLOGICA EL MACO - BUENAVISTA: 
CTURA EN EL SECTOR OCCIDENTAL 
VALLE SUPERIOR DEL MAGDALENA 
RESUMEN 
Francisco Amezquita M. 
Camilo Montes R. 
Ares Corporaci6n Geol6gica A.A. 48097 
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, thin-
skinned 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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p 
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r 
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INTRODUCCION 
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 cons-
truir 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 Magda-
lena, 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. Topografi-
camente Ia SGT alcanza diferencias entre los cauces 
de los rios y los cerros circundantes de hasta 500 m 
permitiendo observaciones a diferentes niveles 
estructurales. 
El trazo de Ia SGT aprovecha el curso de las 
das Umbale y Chipalo, lo mismo que los ::.tlrw::.•"''0 '"_. 
tos que ofrecen las carreteras Coyaima-Chaparral 
Coyaima-Ataco. 
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 Hon-
da y Chicora) y las interpretan como registro de 
actividad tectonica; ademas reconocen que los con-
glomerados del Grupo Gualanday son el registro de 
actividad tectonica contemporfmea con su acumula-
cion. Las mismas discordancias fueron tambien re-
conocidas en campo por Barrio y Coffield (1992); 
siendo estos los ultimos datos de geologia de super-
fide publicados para el sector Ortega-Coyaima des-
de 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 c:>o 
0 lOkm 
0 
VI-3 
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 estruc-
turas 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 cabalga-
miento, 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 deforma-
ci6n; 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 occiden-
tal de Ia Cordillera Oriental de finales del Mioceno al 
Plioceno, y el tercero esta representado por fallas 
rumbo-deslizantes del Plioceno tardio al 
Pleistocene(?). 
Las caracteristicas estructurales de las sedimentitas 
del Grupo Olini estan descritas y analizadas en 
detalle en su trabajo de grado por Cortes (1992) . 
ESTRATIGRAFIA FISICA 
Durante el desarrollo de este trabajo fue necesario 
medir el espesor estratigrafico de casi toda Ia secuen-
cia 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 princi-
pales: 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 (Etayoet 
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 desci-
frar Ia secuencia de deformaci6n para este sector del 
VSM; estas relaciones estan resumidas en las figuras 
3, 4y5. 
.. ..... 
VI- 4 
w GRU FORMACION LlTOLOGIA 
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I SALDANA6. 
CONVENCIONES 
Tobas traquitlcas Q 
Tobas riolitlcas [8] 
Lavas andesitlcas 
Rudita fmJ 
Caliza 
Cuarzo arenita 0 
"Shale" • 
VI- 5 
. ::. 
Lodolita 
Lito arenita 
Chert 
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Fm. Caballos 
Fm. Saldana 
(cf. fotografia) 
Fm. Potrerillo 
Fm. Chicoral 
(cf. fotografia) 
Fm.Yavi 
Fm. Saldana 
VI- 6 
(cf. fotografia) 
Gr. Olini 
Fm. Villeta 
Fm. Caballos 
FmDoima 
GEOLOGIA ESTRUCTURAL 
TEXTURAS DE DEFORMACION 
Para obtener Ia caracterizaci6n reol6gica de las 
rocas aflorantes en este sector del VSM se relacio-
nan 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). 
FRACTIJRAS Y FALIAS 
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 aproxi-
madamente constante en sus diversos afloramien-
tos; 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 
Abierto Milimetrica • UNIDAD COMPETENTE • Apretado Centimetrica UNIDAD INCOMPETENTE !IIIIll 
Isoclinal limil Metrtca tZ1 IOOOm 
VI- 8 
T odas las fallas observadas en campo tienen trazos 
discretos a escalade afloramiento; ademas, es carac-
teristico que las superficies de falla sigan trayectorias 
subparalelas a los pianos de estratificacion. La pre-
sencia de plegamientos confinados a Ia estratifica-
cion confirman Ia trayectoria subparalela a Ia estra-
tificacion 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% 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 conse-
cuencia de retrocabalgamientos. Otras caracteristi-
cas comunes a! plegamiento a lo largo de Ia seccion 
son las formas paralelas armonicas en chevron y 
jovenes; localmente presenta estructuras rumbo-
deslizantes por cizalla simple muy penetrativa a 
escala de afloramiento, con presencia de rocas 
cataclasticas y probablemente miloniticas -identifica-
cion 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 For-
maciones Alpujarra y Caballos (vease fig. 7); estas 
relaciones y observaciones de campo indican que las 
estructuras medidas en las vulcanitas de Ia Forma-
cion Saldana, son anteriores a Ia acumulacion de Ia 
cobertura sedimentaria del Cretacico. 
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 plie-
gues en chevron de fiances pianos y crestas angula-
res (Vease fig.10-b, 10e- y 11) permitiendo su 
extrapolacion a profundidad. 
VI- 9 
N o-3m 
FtgUra 8. Plegamiento por flexion de falla en 
sedimentitas de Ia Formaci6n Alpujarra. Punto 
22+50 SGA (905.550 N.- 867.800 E.). 
-----\ -- I --- I 
I 
------ I 
... ·. : \ 
. I \ 
. I , 
s 
VI- 10 
o---- tm 
B 
VI -11 
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 Formaci on Villeta, en Ia base y el techo del 
Grupo Olini y en Ia base de Ia Formacion Potrerillo; 
estos contrastes definen como unidades competen-
tes a las Formaciones Saldana-Yavi-Alpujarra, For-
macion Caballos, techo de Ia Formacion Villeta, 
Formaciones Monserrate-Chicoral y Formaciones 
Doima-Honda. Las unidades incompetentes no ne-
cesariamente producen relieves suaves; particular-
mente, 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 semicuan-
titativos 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 direccio-
nes 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 
A taco (vease mapa geologico) indica un estilo estruc-
tural que no encaja en el esquema regional; en este 
caso especifico, Ia direccion de transporte tectonico 
segun el salto estratigrafico indicaria un desplaza-
miento 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 acuer-
do 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, figuras13 
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 dife-
rentes y que a lo largo de su historia han interactuado 
VI-12 
controlando los procesos sedimentarios ytectonicos. 
Estos cinturones presentan continuidad en sus es-
tructuras 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 occiden-
tal), 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 
Vena rellena 
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 do-
minante, estas estructuras involucran directamente 
rocas del intervale inferior definiendo un estilo es-
tructural 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 interme-
dio 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 interva-
los litol6gicos superior y medio (sedimentitas de 
origen fluviatil y marino del Cretacico), con predomi-
nio 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 eda-
des. 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 interva-
lo 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 refe-
renda 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 defor-
maci6n es absorbida por deformaciones no-rigidas 
(plegamiento, LPS, estiramiento, disoluci6n y preci-
pitaci6n); 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 confusio-
nes 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 estrati-
grafica "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 T etuan 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 presen-
ta vergencia y direccion de transporte tectonico 
sureste, y su estilo estructural es de cobertura gruesa; 
el segundo a! contrario, presenta vergencia y direc-
ci6n 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 pan eros 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! profe-
sor Fabio Chaparro, en Ia Vice-rectoria de recursos 
por su permanente respaldo y a Ia campania Geo-
ambiental por el prestamo de sus equipos de compu-
tacion. Este trabajo se realizo gracias a! contrato 
GE0-0 169-91Ecopetrol-Universidad Nacional. 
REFERENCIAS 
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sector Peralonso- Ternan: La deformaci6n de Ia Vertiente 
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