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.

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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.

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Retro·cabalgamiento del cintur6n de ElMaco

Rctro-cabalgamiento del cintur6n de

Rio Saldana 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 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 (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 desci-frar Ia secuencia de deformaci6n para este sector del VSM; estas relaciones estan resumidas en las figuras 3, 4y5.

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VI- 4

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CONVENCIONES

Tobas traquitlcas Q Tobas riolitlcas [8] Lavas andesitlcas

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Cuarzo arenita 0 "Shale" •

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Lodolita

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Fm. Caballos

Fm. Saldana

(cf. fotografia)

Fm. Potrerillo

Fm. Chicoral

(cf. fotografia)

Fm.Yavi

Fm. Saldana

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(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.

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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

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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.

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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.).

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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, 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 dife-rentes y que a lo largo de su historia han interactuado

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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

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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

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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 GE0-0 169-91 Ecopetrol-Universidad Nacional.

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