Pardo Y Moreno (2003).pdf

ESTRATIGRAFIA DEL OCCIDENTE COLOMBIANO Y SU RELACION CON LA EVOLOUCION DE LA PROVINCIA IGNEA CRETACEA DEL CARIBE COLOMBIANO. Andrés Pardo Trujillo*

Mario Moreno Sánchez*

Con base en la revisión de las publicaciones disponibles y nueva información estratigráfica y paleontológica del Occidente Colombiano se propone una hipótesis de evolución geológica entre el Cretáceo temprano-Terciario. Los datos obtenidos permiten dividir esta región en 5 complejos estructurales: Quebradagrande, Arquía, Amaime, Cordillera Occidental y Chocó. Estos fueron originados como resultado de la colisión de bloques de corteza oceánica de tipo arco volcánico y meseta oceánica a medida que la placa Caribe se desplazaba desde el punto caliente de las islas Galápagos hasta su posición actual. Palabras claves: Occidente Colombiano, complejos estructurales, Placa Caribe.

STRATIGRAPHY OF WESTERN COLOMBIA AND ITS RELATIONSHIP WITH THE EVOLUTION OF THE CARIBBEAN-COLOMBIAN CRETACEOUS IGNEOUS PROVINCE

Based on a revision of the available publications of Western Colombia combined with new stratigraphical and paleontological information, an hypothesis is proposed about the Early Cretaceous-Late Tertiary geological evolution of the area. The data allow us to divide this region in 5 structural complexes: Quebradagrande, Arquía, Amaime, Cordillera Occidental and Chocó. These originated as a result of the collision of volcanic arches and an oceanic plateau, when the Caribbean Plate moved from the Galapagos hot-spot towards its current position. Keywords: Occidente Colombiano, structural complexes, Caribbean Plate.

* Universidad de Caldas. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Depto de Ciencias Geológicas.

1. INTRODUCCION basamento oceánico (dorsal?, arco de islas?, meseta oceánica?) se acrecentó de manera frontal al continente durante el Cretáceo TardíoPaleógeno (e.g. Barrero, 1979; McCourt, et al 1984a; Aspden y McCourt, 1986b, Cooper et al 1995 entre otros). Estudios geoquímicos (Kerr et al, 1997) han permitido demostrar que una gran parte de las rocas ígneas básicas que conforman el basamento del valle del Cauca y la Cordillera Occidental de Colombia se originaron al sur de su posición actual en el centro de expansión de Las Galápagos; esta asociación de rocas fue denominada “Provincia Ígnea Cretácea Caribe-Colombiana” (CCCIP de Kerr et al 1997; ver además Pindell, 1993); por otra parte Nivia

El siguiente trabajo tiene como objeto presentar un modelo geológico de la evolución del occidente de Colombia integrado a la evolución del Caribe. Para esto se tuvo en cuenta nueva información estratigráfica y paleontológica obtenida por los autores (Ossa y Pardo, 1989; Pardo et al, 1993; Moreno et al, 1993;Gómez et al, 1995; Pardo et al, 1999) y la revisión de la literatura disponible. Algunos de los modelos tradicionales, muy arraigados en la literatura geológica Colombiana, consideran que durante la mayor parte del Cretáceo existió una zona de subducción inclinada al este que originó un arco volcánico en la posición de la actual Cordillera Central; posteriormente una porción del

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et al (1996) demostraron que los basaltos que se encuentran en el flanco Occidental de la Cordillera Central (“Formación Quebradagrande”) son geoquímica y cronológicamente diferentes.

semejantes en la región de Puyana en el Ecuador (greywackes basales, Formaciones Bosque de Piedra, Puyango, Alamor y Celica; ver Jaillard et al, 1999). Esta conformado por lodolitas negras, cherts, arenitas, conglomerados, brechas, rocas piroclásticas, basaltos, andesitas y en ocasiones ultramafitas y gabros. En las rocas sedimentarias se reconocen dos sectores que poseen características petrográficas diferentes: el oriental compuesto por cuarzoarenitas y conglomerados con fragmentos de cuarcitas y rocas metamórficas (Gómez et al 1995); son poco frecuentes las rocas volcánicas efusivas intercaladas; en contraste, el sector occidental posee arenitas feldespáticas y conglomerados de líticos volcánicos (andesitas, basaltos, tobas y gabros) intercalados con tobas básicas, basaltos y diabasas; en el sector central del complejo al norte de Manizales se han observado conglomerados mixtos de rocas volcánicas y cuarcitas que sugieren una interdigitación entre los sectores mencionados. Esta diferencia de petrofacies indica la presencia de un margen continental pasivo al este (ver Rodríguez y Rojas, 1985 y Gómez et al, 1995) y un arco volcánico al oeste (“Intervalo Occidental” de Gómez et al, 1995). Los ambientes de depósito de las rocas sedimentarias varían desde fluviales costeros, deltas de grano grueso, plataforma talud, abanicos submarinos y ambientes marinos abiertos (Rodríguez y Rojas, 1985, Gómez et al, 1995). Nivia et al (1996) demostraron que los basaltos se formaron en un arco volcánico e independiente de la CCCIP.

Los estudios de cartografía y estratigrafía realizados en las Cordilleras Central y Occidental Colombianas en los últimos años (Maya y González, 1995; Restrepo y Toussaint, 1988; Toussaint, 1996; Gómez et al, 1995; Nivia 1996; Nivia et al, 1996, Pardo et al, 1999) han permitido reconocer diferentes unidades litodémicas (Complejos estructurales), con características geológicas y edades diferentes que pueden ser interpretados a la luz de la nueva información regional sobre la evolución del Caribe. Se presenta inicialmente una descripción de las características generales de cada uno de estos complejos y finalmente se plantea una hipótesis de la evolución del Occidente Colombiano entre el Cretáceo-Terciario (Figura 1). COMPLEJO QUEBRADAGRANDE. CQg (Maya y González, 1995; Nivia et al, 1996). En contacto tectónico con las rocas metamórficas paleozoicas de la Cordillera Central al oriente (Complejo Cajamarca); constituye una franja alargada discontinua que se extiende a lo largo del flanco oeste de la actual Cordillera Central (Maya y González, 1995). Al norte se puede seguir hasta inmediaciones de Santa Fe de Antioquia donde se acuña entre rocas del Complejo Amaime y el Complejo Arquía (ver más abajo). De norte a sur ha recibido diferentes nombres: “Formación Quebradagrande” (Botero, 1963), “Formación Abejorral” (Burgl, 1962 en Etayo-Serna et al, 1986), “Formación Valle Alto” (González, 1980), los “Intervalos Estratigráfico-Tectónicos Valle Alto, San Félix y El Establo” (Rodríguez y Rojas, 1985), “Intervalos Oriental y Occidental” de Manizales (Gómez et al, 1995), “Complejo metasedimentario Aranzazu-Manizales” (Lozano, Pérez y Vesga, 1975 en Mosquera, 1978). Al sur de Colombia no se ha diferenciado de las unidades Volcánicas y sedimentarias del Complejo Cordillera Occidental; sin embargo existen unidades volcano-sedimentarias

Este complejo se encuentra atravesado por un sistema de fallas anastomosadas de dirección norte sur que separa bloques originados a diferente nivel estructural. Es frecuente encontrar zonas amplias de deformación milonítica que han sido confundidas por algunos autores con rocas del Complejo Cajamarca (ver por ejemplo Mosquera, 1978), sin embargo existen cuñas tectónicas de rocas más antiguas (e.g. esquistos asociados al Stock de Amaga de edad Pérmico-Triásico). Este complejo se encuentra además intruido por cuerpos granitoides del Cretáceo-Paleoceno (e.g. el Stock de Manizales) y por cuerpos hipoabisales del

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Mioceno superior-Plioceno y cubierto por materiales volcano-sedimentarios de edad Plioceno a reciente (ver Thouret et al, 1985 y Kronemberg et al 1990). Estudios geofísicos realizados entre los 4 y 5.5 de latitud norte (Meissner et al, 1976; Case et al 1971) muestran que estas rocas suprayacen el basamento metamórfico de la Cordillera Central.

“Complejo Rosario”, “Grupo Bugalagrande” (McCourt et al, 1984b), “Esquistos de Barragán” (McCourt y Feininger, 1984), “Esquistos de Jambaló” (Orrego et al, 1980a) y “Secuencia Metamórfica de Buesaco” (Murcia y Cepeda, 1991a y b) . Está constituido por rocas metamórficas de media a alta presión de protolito sedimentario o ígneo oceánico (ver Hincapié y Moreno, 1999; e.g. esquistos de lawsonita-glaucofana-actinolita y eclogitas), gabros y rocas ultramáficas que a menudo se encuentran altamente tectonizadas. Con base en las dataciones radiométricas de las rocas metamórficas se estableció un rango de 127 a 94 m.a. para la fase principal de metamorfismo (e.g. los “Esquistos de Sabaletas” 127 + 5 m.a, K/Ar en RT y el “Grupo Arquía” sensu Toussaint, 1996; con 110 + 10 m.a K/Ar). La mayor parte de este complejo esta atravesado por un denso sistema de fallas que pone en contacto rocas con diferentes grados de metamorfismo y niveles estructurales (e.g. rocas ultramáficas en contacto con esquistos grafitosos). En el sector norte (Caldas y Antioquia) esta intruido por el Batolito de Sabanalarga con edades de 98.2 + 3.5 K/Ar en Hb y 97 + 10 K7Ar en Bt (ver González et al, 1978; Maya, 1992 ), y en su parte central por el Stock de Cambumbia con 112 + 5 y 113 + 3 m.a. K7Ar en RT (Maya, 1992); al oeste de Medellín se encuentra el gabro del Pueblito con una edad de 135 m.a. (Toussaint y Restrepo, 1976). Posee además intrusivos hipoabisales del Mioceno-Plioceno y en varios sectores se halla cubierto por depósitos fluviales de edad oligoceno-Mioceno temprano (?) (Fm. Amaga) o volano-clásticos del Mioceno tardío (Fm Combia) y Cuaternario.

Las rocas del sector oriental poseen invertebrados fósiles (Burgl & Radelli, 1962; Etayo-Serna, 1985a; Gómez et al, 1995) y restos de plantas del Cretáceo Temprano (Vakhrameev, 1991). Las plantas fueron erróneamente asignadas al Jurasico Superior por González et al (1977) y Lemoigne (1984). En el norte de Caldas, en el extremo occidental de este complejo (Quebradas Campanas y Guargurubú) se presentan intercalaciones de basaltos y lutitas con moluscos y restos de plantas, cuyo rango temporal abarca el Valanginiense-Aptiense (Botero y González, 1983); uno de los basaltos asociados a los fósiles posee una edad de 67 + 5 (Restrepo et al., 1991), lo que sugiere un evento térmico durante el CampanienseMaastrichtiense. En la Formación Ciano en Ecuador se recuperó flora del Cretáceo temprano (Shoemaker, 1982) semejante a la de la quebrada Campanas. Se propone en este trabajo que este complejo representa remanentes de los depósitos originados entre el borde noroccidental de Sur América y el arco volcánico Chaucha-Amaime (sensu Pindell, 1993) así como fragmentos de la corteza oceánica del proto-Caribe (Pindell y Barrett, 1990; Pindell et al 1988) que fueron acrecentados y obducidos al borde occidental de Colombia durante el Cretáceo.

Una característica a resaltar es la presencia de franjas de rocas sedimentarias y volcánicas emplazadas tectónicamente y que a menudo se han cartografiado como parte del Complejo Quebradagrande (ver p.e. González y Núñez, 1991; Mosquera, 1978 y Estrada y Viana, 1993); en el sector de Pijao, Quindío (ver mapa), se encuentra una unidad de cuarzoarenitas, tobas y calizas peloidales en las que se encuentran estructuras laminares de algas y fósiles de serpúlidos, ostreidos, y amontes del género Nostoceras sp. del Campaniense (Etayo, F., com. Personal, ver además Pardo et al, 1999), la cual

COMPLEJO ARQUIA. CAr (González y Núñez, 1991). Limitado al este por la falla de Silvia-Pijao. Representa una franja estrecha con dirección N-S, que se extiende hasta Ecuador (Esquistos azules y eclogitas de Raspas, en la provincia de El Oro; Feininger, 1980, en Toussaint, 1996). Incluye las siguientes unidades de norte a sur: “Esquistos de Sabaletas” (Grosse, 1926) “Grupo Arquía” (Toussaint y Restrepo, 1974), “Esquistos de Lisboa-Palestina” (Mosquera, 1978), “Complejo Bolo Azul”,

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se encuentra como un lente tectónico en contacto con serpentinitas, esquistos y anfibolitas granatíferas datadas en 110 + 10 m.a. (Toussaint y Restrepo, 1978b); cerca a la población de Palestina (Caldas) existe una secuencia de lavas básicas y rocas sedimentarias en las que se encontraron los icnogéneros Zoophycos y Chondrites, de común ocurrencia en las sedimentitas de edad Cretáceo Tardío de la Cordillera Occidental (Etayo, 1986) y nunca reportadas en el Complejo Quebradagrande.

“Grupo diabásico”). Se encuentra intruido por plutones de edad Cretácea Temprana (e.g. Batolito de Buga 114 + 3 y 75 + 4 m.a; Brook, 1984; Toussaint et al, 1978b, Plutón de Sabanalarga, Plutón de Támesis; 124 + 6 m.a; K/Ar). Con base en las dataciones obtenidas en las rocas plutónicas, se ha propuesto una edad Jurasico-Cretácico Temprano para el basamento (Armas, 1984). Al Suroeste de Medellín se dató un cuerpo de basaltos incluido dentro de la “Formación Barroso” cuya edad radiométrica es 105 + 10 m.a. K7Ar en RT (Toussaint y Restrepo, 1978a) que por su posición tectónica parece hacer parte de este complejo. En el Campo petrolífero del Cicuco al norte de la Cordillera Central, sobre el pozo Cicuco-1 se perforó un granito que dio una edad de 103 m.a. (ver Maya, 1992) y que puede ser la continuación del Complejo Amaime bajo los sedimentos terciarios del Valle Inferior del Magdalena.

El Complejo Arquía es una mezcla tectónica de bloques de diferentes orígenes (e.g. corteza oceánica, zona de subducción, rocas sedimentarias marinas etc...) producida por el cizallamiento entre la CCCIP y la margen oeste de Colombia durante el Cretácico. Rocas semejantes se encuentran en la margen noroccidental de la Sierra Nevada de Santa Marta (e.g. Esquistos y filitas de Taganga, esquistos del Rodadero etc...; ver Etayo et al, 1986), las islas del Caribe del norte de Venezuela (Arco de las Antillas Menores; Pindell, 1993), las rocas metamórficas de Villa del Cura (Venezuela), las cuales evidencian el movimiento de la placa Caribe hasta su posición actual.

De igual manera que en el Complejo Arquía, este complejo posee rocas básicas y sedimentarias del Cretáceo Tardío asociados tectónicamente con los basaltos (Pardo et al 1993). En el departamento del Valle del Cauca (flanco W de la Cordillera Central) se encuentra la Formación Nogales conformada a la base por depósitos calcáreos-terrígenos, que pasan progresivamente a lodolitas silíceas y arenitas intercaladas con lodolitas originadas en ambientes marinos someros, talud y abanico submarino (Pardo et al, 1999). La presencia de componentes metamórficas, volcánicos básicos y granitoides en esta unidad indica el primer registro de la erosión de antiguos materiales oceánicos, plutónicos y de basamentos metamórficos a finales del Cretáceo. El registro finaliza con la Formación Monteloro, unidad detrítica de mas de 1500 m de espesor, conformada por conglomerados, arenitas y lodolitas de color rojo o verde con restos de vertebrados acumulados en ambientes sub-aéreos en un área tectónicamente activa (Pardo et al, 1999). La Formación Nogales y las sedimentitas de Pijao (ver arriba) representan remanentes de depósitos marinos que se situaban en la margen occidental de Colombia durante el Cretáceo tardío. En contraste, La Formación Monteloro, en contraste, registra la primera fase de

COMPLEJO AMAIME. CAm. Limitado al este por la falla Cauca-Almaguer; se presenta como una franja alargada que se extiende hasta el Golfo de Guayaquil en Ecuador (“Terreno Chaucha” de Lietherland y Aspden, 1992, ver además Lebrat et al., 1987, Kerr et al., 1997); se encuentra parcialmente cubierta por rocas sedimentarias Cenozoicas (e.g. Formaciones Amaga y Cartago entre otras), y volcánicas (Formaciones Combia y La Paila). Está compuesto por un basamento de basaltos toleíticos de estructura masiva o almohadillada; ocasionalmente posee cúmulos picríticos e intercalaciones sedimentarias menores. Estudios geoquímicos de algunos de los basaltos sugieren un origen de meseta oceánica (Nivia, 1989). Incluye la denominada “Formación Amaime” en el departamento del Valle del Cauca (McCourt y Aspden, 1984 y Aspden y McCourt, 1986b). Al norte y al sur no se ha diferenciado de las rocas volcánicas básicas de la Cordillera Occidental (“Formación Barroso”, “Formación Volcánica” y

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Tardío para la Cordillera Occidental, amerita separar estos dos complejos que sin embargo presentan similitudes en litología y geoquímica. El Complejo Amaime representa una porción de la placa caribe sobre engrosada (meseta oceánica, (Nivia 1989, Kerr et al. 1997) que comenzó a unirse a la margen occidental de Colombia durante el Paleoceno.

sedimentación sub-aérea en este sector durante el Paleógeno (?). El Complejo Amaime Representa fragmentos del Arco volcánico Amaime-Chaucha (?) y de basaltos de meseta oceánica que se acrecentaron de manera diagonal al borde occidental de Colombia durante el Cretáceo tardío.

Los ambientes propuestos para las rocas sedimentarias se encuentran entre abanicos submarinos, llanuras abismales, depósitos de fosa y taludes asociados a montes volcánicos (Barrero, 1979; Etayo-Serna et al 1982; Alvarez 1983; Etayo-Serna 1986); sin embargo hasta el momento no se han realizado trabajos detallados. Una de las razones es que este complejo esta formado por una imbricación de fragmentos corticales que forman cinturones discontinuos limitados por fallas, en donde el establecimiento de secuencias estratigráficas continuas es prácticamente imposible (Nivia, 1996). Por otra parte la densa vegetación tropical y la escasez de macrofósiles hacen muy complicados los trabajos de cartografía y correlación. Los datos bioestratigráficos y radiométricos disponibles han permitido a grandes rasgos restringir la edad de este complejo entre el intervalo Albiense (?)Maastrichtiense, y con mas certeza entre el Turoniense-Maastrichtiense (Barrero, 1979; Etayo-Serna et al, 1980; Etayo-Serna et al, 1982; Aspden y McCourt, 1986a; Etayo-Serna, 1989; Ossa y Pardo, 1989; Nivia, 1996; Pardo et al, 1999). Dos nuevas localidades fosilíferas serán descritas someramente ya que fueron empleadas para el modelo de evolución aquí propuesto. La primera se encuentra en el sector de Puente Umbría (departamento de Risaralda); conformada por lodolitas, arenitas y conglomerados con restos de tallos, semillas y hojas, bivalvos (cárdidos), gasterópodos tipo lapa, Littorina y térebra, corales escleractinios y amonitas (Pachydiscus sp) del CampanienseMaastrichtiense. Esta asociación fosilífera indica ambientes de depósito tropicales costeros y prueba la exposición sub-aérea de parte del basamento oceánico de la CCCIP durante el Cretáceo Tardío. Estas rocas reposan en inconformidad sobre gabros, basaltos (71 y 76 Ma; Maya, 1992; Estrada, 1995) y rocas ultramáficas. La fracción terrígena de las facies

COMPLEJO CORDILLERA OCCIDENTAL. CCO. La similitud litológica con las rocas del Complejo Amaime hacen difícil su delimitación hacia el oriente; esto ha generado dificultades y mal interpretaciones en los trabajos de cartografía del sector. Tentativamente en el presente trabajo se ha establecido como limite oriental el sistema de fallas del Cauca y algunos cuerpos ofiolíticos, entre los que se encuentran el de Ginebra, Los Azules, Rió Frió, Bolívar etc...(e.g. Espinosa, 1980; 1985; Nivia, 1994). Incluye de norte a sur las Formaciones “Barroso”, “Penderisco” (Álvarez y González, 1978), la “Formación Cisneros”, “Espinal”, “Grupo Diabásico” (Ver Barrero, 1979), “Formación Volcánica” (Aspden et al, 1985) y una gran cantidad de unidades informales (ver p.e. Bourgois et al, 1982; Parra et al, 1983). Esta conformado por una asociación tectónica de diabasas, basaltos, piroclastitas básicas, pelagitas, hemipelagitas y rocas terrígenas desde conglomeráticas hasta arenáceas, gabros y ultramafitas; en algunos lugares estas rocas presentan fuerte foliación penetrativa. Se encuentra intruido por plagiogranitos del Cretáceo tardío (Brook, 1984; Aspden y McCourt, 1986a) y stocks tonalíticos del Paleogeno (e.g. Stock de Mistrató, 46 + 7 Ma K/Ar; Maya, 1992) y numerosos cuerpos granitoides e hipoabisales del Mioceno. Hacia el sur esta suprayacido por rocas clásticas del Terciario (“Grupo del Cauca”; ver Keizer, 1954; Nelson, 1957 y Van der Hammen, 1957). Nivia (1993) denominó Provincia Litosférica Oceánica Cretácica Occidental (PLOCO) al conjunto de los Complejos Amaime y Cordillera Occidental. Sin embargo los autores consideran que, por una parte, el patrón de plutones del cretáceo Temprano en el borde oeste de la Cordillera Central-Valle del Cauca y por otra, la presencia exclusiva de fósiles del Cretáceo

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clásticas gruesas esta conformada por fragmentos de rocas volcánicas y cherts; la ausencia de partículas indicadoras de procedencia continental (e.g. fragmentos de esquistos y cuarcitas) sugiere un basamento netamente oceánico (véase por ejemplo Einsele, 1992; p.413) presumiblemente una isla cubierta de vegetación. Hall et al (1972; p. 57) mencionan la presencia de posibles restos coralinos en tobas de la Formación Barroso (sensu Alvarez y Gonzalez, 1978), en el noroccidente de Antioquia lo que da indicios de otras posibles zonas emergidas dentro del CCCIP.

COMPLEJO CHOCO. CCh. En este se incluyen las rocas del “Bloque Chocó” de Duque-Caro (1990). Se encuentra limitado al este por la falla Uramita. Comprende las regiones Panameñas y Colombianas al oriente de la Zona del canal de Panamá hasta el noroccidente Colombiano (aproximadamente hasta la bahía de Buenaventura, departamento del Valle del Cauca); se asocia estructuralmente con el bloque Chorotega de Costa Rica (Dengo, 1983; Pindell, 1993). Esta compuesto por rocas volcánicas máficas y sedimentarias de origen oceánico, intrusivos granitoides, rocas pelágicas, hemipelágicas y terrígenas en bloques que no guardan coherencia estratigráfica. El límite oriental de este complejo esta conformado por rocas de tipo “melange” compuesto por estratos rotos e inclusiones de bloques exóticos de edad Cretáceo-Paleoceno, Eoceno-Oligoceno y Mioceno que están dispersos dentro de una matriz pelítica cizallada de edad Mioceno medio (Duque-Caro, 1990); este sector denominado “Arco de Dabeiba” representa una zona de deformación relacionada con la acreción de este complejo a la Cordillera Occidental; rocas ultramáficas han sido reconocidas en la zona de contacto con el Complejo Cordillera Occidental (Complejo Ultramáfico Zonado del Alto Condoto; ver Muñoz et al 1990). El Bloque Choco representa un fragmento de la placa Caribe (Kerr et al, 1997) que comenzó a acrecentarse a la margen noroccidental de Colombia (Cordillera Occidental) durante el Mioceno medio (Duque-Caro, 1990).

La segunda localidad se encuentra en los alrededores de la población de Apía (departamento de Risaralda); en este sector se puede reconocer una unidad volcanosedimentaria, conformada por basaltos y piroclastitas básicas intercaladas con cherts, lodolitas silíceas, arenitas y conglomerados líticos cuyas características faciales se interpretan como depósitos originados por corrientes de turbiedad y flujos de masa en fondos inclinados cercanos a montes volcánicos submarinos (Pardo et al, 1999). Los conglomerados presentan fragmentos de rocas volcánicas desde básicas hasta ácidas y serpentinita, característica que ha sido observada en facies semejantes del Cretácico superior de Colombia (ver Duque-Caro, 1978, EtayoSerna,1989; Pardo et al, 1993). Al oeste y en contacto tectónico se encuentra una unidad netamente sedimentaria conformada por lodolitas con intercalaciones de arenitas originada en abanicos turbidíticos y ambientes marinos abiertos (Pardo et al, 1999); debido a la complejidad tectónica no es posible determinar su espesor original, sin embargo se puede seguir por varios kilómetros a largo de la Cordillera occidental hasta el departamento de Antioquia (e.g. el “Miembro Urrao” de Alvarez y Gonzalez, 1978). En los niveles lodolíticos se hallaron moluscos fósiles (Pachydiscus sp. y Trochoceramus sp.; Etayo-Serna, F. com. oral) del Campaniano-Maastrichtiano, y foraminíferos dentro de los que se reconoció Frondicularia mucronata del Maastrichtiense temprano (Martinez, J.I., com. oral).

2. RESEÑA GEOLOGICA Con base en la información anteriormente presentada y los datos geológicos disponible, se presenta una propuesta de la evolución geológica del occidente Colombiano entre el Jurasico Tardío y el Mioceno: Durante el Jurasico Tardío (?) Cretáceo Temprano comienza la apertura del denominado “proto-Caribe” (figura 2), el cual separo bloques de corteza continental de Sur América: Terreno Tahuín de Ecuador, basamento de la región central de Cuba, Bloque Chortis y terreno Zapoteca de Méjico (ver Sedlock et al, 1993).

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Simultáneamente se formo un arco volcánico al oeste de estos terrenos, el cual se extendía hasta el borde occidental de Méjico, denominado “Terreno Amaime-Chaucha” en el sector sur (véase Pindell, 1993); en este periodo se inicia la intrusión de cuerpos graníticos reconocibles hoy en día en las antillas mayores (Smith et al, 1998). En la cuenca oceánica que se formó entre el arco volcánico y el basamento continental de Sur América se produjo sedimentación marina profunda (?) conformada por depósitos de flujos de masa con gran aporte volcánico, turbiditas y depósitos pelágicos y hemipelágicos (véase arriba el Sector occidental del Complejo Quebradagrande) que hacia el oriente comienza a presentar mayor influencia del basamento continental hasta convertirse en depósitos de plataforma y costeros ricos en aporte de cuarzo (sector oriental del Complejo Quebradagrande). Mas al oriente en la zona comprendida entre la actual Cordillera Central y la paleo-falla de Guaicáramo, y relacionado a la apertura del protocaribe, se produce una fase de distensión en sentido aproximado este-oeste, la cual produce un adelgazamiento de la corteza y de toda la litosfera, originando la Cuenca de Bogotá (Figura 2). Durante este periodo se produjo una subsidencia fuerte y la acumulación de gruesas secuencias epicontinetales formadas en ambientes desde continentales (Grupo Girón) marinos someras (Formaciones Cumbre y Rosablanca) y “profundos” (Lutitas de Macanal y Formación Murca). El adelgazamiento de la litosfera permitió además el emplazamiento de intrusiones básicas alcalinas en las partes mas subsidentes de la cuenca (Fabre y Delaloye, 1983). La polaridad del arco volcánico se invierte durante el Barremiense (?)-Albiense para Colombia y en el Turoniense para las Antillas mayores (Figura 3) debido a la llegada del piso Caribe (plateau oceánico) sobre engrosado a la zona de subducción (Smith y otros, 1998). En la zona de subducción asociada al arco se comenzaron a formar nuevos batolitos (Batolito de Buga, Stock de Támesis, Stock de Cambumbia entre otros) y a metamorfosear algunas rocas básicas y sedimentos que hacen parte del actual Complejo Arquía; esta hipótesis se sustenta en el sincronismo de las edades radiométricas de los intrusivos del Complejo Amaime y las metamorfitas más antiguas del

Complejo Arquía. Esta compresión probablemente hace que cese el estiramiento en la región oriental de Colombia. El Arco Volcánico Amaime-Chaucha comenzó a acrecentarse de manera diagonal a la esquina noroccidental de Sur América, comenzando en el Ecuador durante el Albiense y en la parte mas septentrional de Colombia en el Maastrichtiense (Pindell, 1993); esto en respuesta al desplazamiento de la Placa Caribe hacia el noreste (Figuras 4, 5 y 6). El cierre del fondo oceánico que se ubicaba al este del arco volcánico produjo cabalgamientos de rocas sedimentarias, ígneas básicas y ultrabásicas sobre el basamento metamórfico de la Cordillera Central y generó la mezcla tectónica de las rocas que constituyen ahora el Complejo Quebradagrande. La acreción ocluye progresivamente la zona de subducción y hace que cese el vulcanismo de arco en esta área. Un rasgo en el Caribe que parece estar relacionado a una porción del arco que no fue acrecentado a Colombia corresponde al montículo de Aves (Aves Ridge), el cual estaba alineado con el borde occidental de Colombia para esta época (figura 6).

Durante el intervalo Campaniano-Paleoceno Tardío el desplazamiento de la Placa Caribe, situada al occidente del Arco volcánico Chaucha-Amaime se produjo fundamentalmente hacia el N-NE con respecto a América del Sur (Figuras 5 y 6), lo cual produce, por una parte, cabalgamientos hacia el Este y por otra el desplazamiento de bloques a través de fallas de rumbo dextral en dirección N-S; es probable que durante esta fase se produjeran desplazamientos dextrolaterales entre las rocas de los Complejos Cajamarca, Arquía y Amaime. Las unidades que reflejan la mezcla tectónica resultante de uno de los movimientos de rumbo más importantes corresponde al actual Complejo Arquía para la región oeste de la Cordillera Central Colombiana y a las rocas metamórficas al este de la Sierra Nevada de Santa Marta (ver Etayo-Serna et al, 1986). La presencia de granitoides del Cretáceo tardío en la actual Cordillera Central (e.g. Batolito Antioqueño y stock de Manizales) parece sugerir que una parte de la Corteza

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oceánica no engrosada pudo subducir durante este periodo; sin embargo no existen evidencias de productos volcánicos asociados a estos cuerpos en los depósitos coetáneos del Valle del Magdalena (Formaciones La Tabla, Umir, Seca, Guaduala y Lisama). La composición de los sedimentos de la Formación Nogales (fragmentos volcánicos, plutónicos y metamórficos) sugiere que las rocas metamórficas del Complejo Cajamarca y parte del piso oceánico (CQg y CAm) fueron expuestas a la erosión al menos a partir del Maastrichtiense en esta área. La presencia de tobas finas intercaladas con las sedimentitas muestran una fase de vulcanismo reconocible en las rocas del occidente Colombiano (ver Pardo et al, 1999; Grösser, J. R. 1989). Durante el Campaniense-Maastrichtiense algunos sectores de la placa del Caribe engrosada se encontraban emergidas formando islas donde se desarrollo vegetación asociada a biohermos coralinos (Moreno et al, 1993 y Hall et al, 1972); en otros sectores se produjo sedimentación hemipelágica con influencia de turbiditas cuyos componentes provenían del borde occidental de Colombia. En contraste, durante este mismo periodo el oriente de Colombia estaba cubierto por sedimentos epicontinentales donde es notable la abundancia de cuarzoarenitas, cherts y fosforitas. La sedimentación provenía principalmente del escudo de la Guyana, aunque el cabalgamiento de las rocas oceánicas sobre el Complejo Cajamarca, produjo un arqueamiento del borde occidental de la plataforma que genero erosión del basamento metamórfico y sobre todo retrabajamiento de materiales clásticos gruesos cuarzosos maduros que se re-depositaron en la margen occidental de la cuenca de Cundinamarca (Fm. La Tabla, Monserrate y Cimarrona). Se propone en este trabajo que la fuente de las arenitas y conglomerados de estas unidades pueden ser los depósitos cuarzosos del cretáceo inferior de la actual Cordillera Central que hoy día solo existen como remanentes en algunos sectores (e.g. Fm San Luis, San Pablo, Intervalos estratigráficos-tectónicos San Felix y Valle Alto)

volcánico de las Antillas Mayores (Cuba y Puerto Rico) comienza a colisionar con la plataforma de las Bahamas (Pindell y Barrett, 1990; Joyce, 1991; Pindell, 1993). Durante este periodo parte de la meseta oceánica del Caribe comienza a acrecentarse contra el borde NW de sur América. Es de anotar que a partir del Paleoceno en el norte de Colombia y Venezuela se produce un desplazamiento lateral dextral de la Placa Caribe análogo al que se produjo durante el Cretáceo tardío en el borde nor-oeste Colombia (cabalgamiento de basamento oceánico y acreción de rocas metamórficas de alta presión). Durante el Paleoceno-Eoceno se generan fallamientos y cabalgamientos que levantan el piso caribe y dan comienzo a la formación de la Cordillera Occidental. Los bloque levantados se constituyeron en nuevas fuentes de sedimentos que generaron depósitos de lodolitas, arenitas y conglomerados de ambientes fluviales a costeros con fragmentos de gabros, basaltos y cherts principalmente (Formaciones Confites, Monteloro de este trabajo, Peña Morada y Chimborazo; véase Van der Hammen, 1957, p. 123). La presencia de niveles carbonosos (Pardo et al, 1993) y de palinomorfos exclusivamente terrestres en las lodolitas de la Formación Confites (Eoceno) desmienten un origen marino abierto (ver por ejemplo Padilla, 1991 y Alvarez, 1983). La Cordillera Central Colombiana sufre una fase de levantamiento durante el Paleoceno-Eoceno, que origina un desplazamiento del depocentro de la cuenca sedimentaria ubicada al oriente (Villamil, 1999). Simultáneamente se produce un levantamiento del macizo de Santander (Fabre, 1983 a y b), plegamiento leve de las unidades Cretáceas y deposición en áreas contiguas (Julliver, 1961). Es probable que algunas fallas del borde llanero ejercieran control tectónico sobre la sedimentación (Cooper et al, 1995). El levantamiento diferencial produce una discordancia que se acentúa hacia el occidente y no se reconoce en Venezuela (Villamil et al, 1995).

Durante el Paleoceno Tardío-Eoceno la Placa Caribe cambia de dirección y comienza a desplazarse hacia el este luego de que el arco

Durante el Eoceno se dio Vulcanismo y plutonismo en la región norte de Colombia

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(alrededores de Santa Marta; Tschanz et al, 1974) en contraste con su ausencia en la región central, probablemente causado por la obstrucción diferencial de la subducción debido a la llegada del piso del caribe sobre engrosado.

Central y Occidental que hasta ese momento se mantenían por debajo de los 3000 m de altura (Van der Hammen, 1957; Kroonenberg et al, 1990). Durante este periodo se forman los actuales valles del Cauca y Magdalena y se produjo su aislamiento de la cuenca del Amazonas (Van Houten y Travis, 1968; Hoorn et al, 1995).

Durante el intervalo Eoceno-Oligoceno (Figura 7) se produjo una espesa acumulación de sedimentos clásticos gruesos en la región oriental Colombiana (e.g. El Grupo Gualanday, Formación La Paz), como resultado del desarrollo de frentes de cabalgamiento al oeste del Valle del Magdalena (Butler y Schamel, 1988) y el macizo de Santander Floresta; esto en respuesta a la fuerte actividad tectónica compresiva asociada al cambio de dirección y al aumento en la rata de convergencia entre la placa Caribe y la placa Sur Americana (Pindell, 1993). Simultáneamente al oeste de la Cordillera Central se comenzaron a depositar sedimentos clásticos de ambientes costeros a terrestres (e.g. Formaciones Amagá, Cartago y Guachinte). La presencia local de carbonatos de origen arrecifal (Formación Vijes) sugieren comunicación con mar abierto y ausencia de relieve importante en la Cordillera Occidental.

3. COMENTARIOS SOBRE ALGUNOS MODELOS DE EVOLUCION GEOLOGICA DEL OCCIDENTE COLOMBIANO De acuerdo con Toussaint (1996), existe una gran similitud entre las rocas de basamento del "Terreno Tahamí" con las del "Terreno Tahuin" de Ecuador, lo que sugiere contiguidad al menos hasta el Cretáceo Temprano; sin embargo, la presencia de rocas sedimentarias fosilíferas del Devónico y Carbonífero en el “Terreno Tahuin” (Mourier et al, 1988) dificulta la correlación. Es de anotar que el modelo aquí presentado enfatiza movimientos de rumbo dextrales durante todo el Cretáceo lo cual no excluye la posibilidad de que algunos bloques de rocas metamórficas que se encontraban al sur de su posición actual se hallan desplazado y unido a la margen NW de Colombia.

En el Mioceno medio (Figura 8) comienza una fase de vulcanismo intermedio localizado entre la Cordillera Occidental y el Valle del Cauca que se registró en las Formaciones Combia y La Paila para el Valle del Cauca (fases proximales) y en la Formación La Cira, el Grupo Honda y el Grupo Real para el Valle del Magdalena (fases distales; ver Van Houten, 1976). Este vulcanismo al parecer se originó a partir del momento en que termina la acreción de la Placa Caribe (CCCIP) y se inicia la subducción de la Placa Farallón al occidente.

Nivia et al (1996) al igual que McCourt et al (1984a) proponen que el Complejo Arquía hace parte de un cinturón metamórfico pareado con las rocas del Complejo Cajamarca de edad Paleozoico, el cual durante el Cretáceo fue desplazado hacia el oeste por un rift que generó una "cuenca marginal intracratónica" (Nivia, 1996). Las rocas originadas en esta cuenca, constituyen actualmente el Complejo Quebradagrande. La edad Paleozóica propuesta para el Complejo Arquía no ha sido probada, ya que se basa exclusivamente en la intrusión de dos granitoides (plutones de Santa Bárbara y Amagá) de edad Triásico en rocas metamórficas de dudosa relación con el Complejo Arquía. Nótese además que en el mapa presentado por Nivia (1996, Figura 1), el Stock de Santa Bárbara intruye indistintamente y de manera continua los Complejos Arquía y Cajamarca, lo que es contradictorio con el modelo de expansión y acreción presentado por este autor. Por otra parte es notable que la mayor parte de

Durante el Plioceno se produce la colisión del Bloque Chocó a la margen noroccidental de Colombia, lo cual produce la emersión del Istmo de Panamá y la formación de la Serranía del Baudó (Duque-Caro, 1990, Toussaint, 1996). Lo anterior esta acorde con las fechas de migración de fauna (“great American interchange” de Marshal et al 1979) y flora (Hoogeimstra, 1984) de Sudamérica y Norteamérica. Es de resaltar que este evento tectónico generó el mayor levantamiento de las Cordilleras Oriental,

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las edades radiométricas obtenidas para el Complejo Arquía datan del Cretáceo Temprano (Maya, 1990; Toussaint, 1996), por tanto la edad del metamorfismo y el proceso de subducción asociado estarían en este rango; es de esperar que si el complejo hubiera sufrido procesos de recalentemiento distintos a su fase principal de metamorfismo, se verían reflejados en la dispersión de las edades radiométricas. Todo esto junto con la improbable coincidencia de la zona de separación, justo entre los dos cinturones metamórficos, hacen que el modelo sea insostenible. Nivia (1996), plantea una hipótesis alternativa, más ajustada a los resultados del presente estudio, donde el Complejo Quebradagrande correspondería a un arco de islas atrapado durante la colisión de un plateau oceánico. Según el autor: "este plateau fue acrecido al occidente del Complejo Arquía y constituye hoy la Provincia Litosférica Oceánica Occidental (PLOCO)".

subducción, rocas sedimentarias marinas etc...) producida por el cizallamiento entre la CCCIP y la margen oeste de Colombia durante el Cretácico. El Complejo Amaime esta conformado por fragmentos del Arco volcánico Amaime-Chaucha (?), basaltos de meseta oceánica y rocas volcano-sedimentarias que se acrecentaron de manera diagonal al borde occidental de Colombia durante el Cretáceo tardío. El Complejo Cordillera Occidental es una porción de la placa caribe sobre engrosada (meseta oceánica) que comenzó a acrecentarse a la margen occidental de Colombia a partir del Paleoceno. -La evolución tectónica-estratigráfica de la esquina noroccidental de Sur América se puede dividir en las siguientes fases: Fase de distensión entre Jurasico tardío-Albiense que origina un margen pasivo en el borde continental, un arco volcánico al occidente y una cuenca oceánica entre los dos (“Proto-Caribe”). Fase de desplazamiento dextrolateral del Arco Volcánico Amaime-Chaucha y de la Placa Caribe con respecto a la placa Suramericana que origina cabalgamiento de materiales oceánicos y desplazamiento dextrolateral de bloques que comienza en el Albiense en Ecuador y culmina en el Maastrichtiense en Colombia. Este evento causa el primer levantamiento de la Cordillera Central Colombiana. Fase de acreción frontal de la CCCIP contra la Placa Suramericana durante el intervalo Paleoceno-Plioceno que origina las disposición actual de las tres cordilleras y control tectónico sobre la sedimentación. Fase de acreción del terreno Choco contra el CCCIP durante el plioceno que produce el mayor levantamiento de las cordilleras Colombianas y separa el Valle del Magdalena de la Cuenca del Amazonas.

Finalmente, es necesario resaltar que muchas de las hipótesis expuestas anteriormente pueden ser confirmadas o refutadas solo con mayor información geológica. En el caso del Occidente Colombiano, la gran complejidad tectónica y las semejanzas faciales en rocas de diferentes edades obliga a realizar estudios multidisciplinarios en las áreas de bioestratigrafía, radiometría, tectónica, paleomagnetismo y petrografía; solo así se podrá aclarar con precisión el origen y relación de los numerosos bloques fallados que existen en la actualidad. 4. SÍNTESIS -El occidente de Colombia puede ser dividido en varios complejos estructurales que se disponen como franjas paralelas limitadas por zonas de falla, de oriente a occidente son: Quebradagrande, Arquía, Amaime, Cordillera Occidental y Chocó. El Complejo Quebradagrande representa remanentes de los depósitos originados entre el borde noroccidental de Sur América y el arco volcánico AmaimeChaucha así como fragmentos de la corteza oceánica del proto-Caribe. El Complejo Arquía es una mezcla tectónica de bloques de diferentes orígenes (e.g. corteza oceánica, zona de

5. AGRADECIMIENTOS A los profesores Fernando Etayo-Serna (Universidad Nacional de Colombia, Bogota) e Ignacio Martínez (Universidad EAFIT, Medellín) por la determinación de algunos fósiles; a Alvaro Nivia por sus sugerencias y el aporte de información no publicada.

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Martínez, J., Naar, J., Peñas, R., Pulham, A. J.& Taborda, A. 1995. Basin development and tectonic history of the llanos basin, Eastern Cordillera, and Middle Magdalena Valley, Colombia. AAPG Bulletin 79 (10), 1421-1443. Dengo, G. 1983. Mid-America: tectonic setting for the Pacific margin from southern México to northern Colombia. Centro de Estudios Geológicos de América Central, Guatemala, 56 p. Duque-Caro, H. 1978. Geotectónica y evolución de la región noroccidental Colombiana. Boletín Geológico, Ingeominas. 23, (3), 1-37. Duque-Caro, H. 1990. El Bloque Chocó en el noroccidente Suramericano: implicaciones estructurales, tectonoestratigráficas y paleogeográficas. Boletín Geológico, Ingeominas 31 (1), 48-71. Einsele, G. 1992. Sedimentary Basins: evolution, facies and sediment budget. Springer-Verlag, 628 p., Berlin. Espinosa, A. 1980. Sur des roches basiques et ultrabasiques du bassin du Patía, Cordillère Occidentale des Andes Colombiennes: étude géologique et pétrographique. Thèse de Doctorat, Université de Genève. 1-324. Unpublished. Espinosa, A. 1985. El Macizo de Ginebra (V), una nueva secuencia ofiolítica sobre el Flanco Occidental de La Cordillera Central. VI Congreso Latinoamericano de Geología III, 46-57, Bogotá. Estrada, J. J. 1995. Paleomagnetism and accretion events in the Northern Andes. Thesis Ph.D. dissertation, State University of New York at Binghamton, 170 p. Estrada, J. J.& Viana, R. 1993. Geología del área de Anserma y Chinchiná. VI Congreso Colomb de Geología., Mem I, 2-21. Medellín. Etayo-Serna, F. 1985a. Documentación paleontológica del infracretacico de San Felix y Valle Alto, Cordillera Central, En Etayo-Serna, F. & Laverde, F. (Eds.), Proyecto Cretácico. Publicaciones Geológicas Especiales. Ingeominas. 16, XXV 1-7. Etayo-Serna, F. 1985b. Trochoceramus del Campaniano-Maastrichtiano en la Formación Espinal de la Cordillera Occidental de Colombia. Geología Norandina 8, 27-30. Etayo-Serna, F. 1986. La Icnofacies ZoophycosChondrites del Cretácico de la Cordillera Occidental de Colombia y su posible significación paleoambiental. Caldasia 15 (71-75), 405-422. Etayo-Serna, F. 1989. Campanian to Maastrichtian fossils in the Northeastern Western Cordillera Colombia. Geología Norandina 11, 23-31. Eayo-Serna, F., Renzoni, G., & Barrero, D. 1976. Contornos sucesivos del mar Cretáceo en Colombia. I Congreso Colombiano de Geología.

6. REFERENCIAS Alvarez, J. 1983. Geología de la Cordillera Central y el Occidente Colombiano y petroquímica de los intrusivos granitoides Meso-Cenozoicos. Boletín Geológico, Ingeominas 26 (2), 1-175. Alvarez, E. & González, H. 1978. Geología y geoquímica del cuadrángulo I-7 Urrao. Ingeominas, escala 1:100 000. Medellín.. Armas, M. de 1984. Mapa geológico preliminar. Plancha 261- Tuluá. escala 1: 100 000. Ingeominas. Cali. Aspden, J. A. & Litherland, M. 1992. The geology and Mesozoic collisional history of the Cordillera Real, Ecuador. Tectonophysics, 205, 187-204. Aspden, J. A. & McCourt, W. J., 1986a. Low-K granitoids from the Western Cordillera of Colombia. Geología Norandina, 10, 19-27. Aspden, J. A. & McCourt, W. J., 1986b. Mesozoic oceanic terrane in the Central Andes of Colombia. Geology 14, 415-418.. Aspden, J. A., Nivia, A. & Millward, D. 1985. Mapa geológico de la Plancha 279- Dagua, escala 1: 100 000. Ingeominas, Bogota. Barrero, D. 1979. Geology of the Central Western Cordillera, West of Buga and Roldanillo, Colombia. Publicaciones Geológicas Especiales del Ingeominas 4, 1-75. Bogotá. Botero, G. 1963. Contribución al conocimiento de la geología de la zona central de Antioquia. Anales de la Facultad Nacional de Minas 57, 1-101. Botero, G. & González, H. 1983. Algunas localidades fosilíferas cretáceas de la Cordillera Central, Antioquia y Caldas, Colombia. Geología Norandina 7, 15-28. Bourgois, J., Calle, B., Tournon, J. & Toussaint, J. F. 1982.The Andean ophiolitic megastructure on the Buga-Buenaventura transverse (Western Cordillera-Valle, Colombia). Tectonophysics 82, 207-229. Brook, M., 1984. New radiometric ages data from S.W. Colombia. Report 10, Ingeominas-Misión Británica. 1-25. Cali. Burgl, H.&Radelli, L. 1962. Nuevas localidades fosiliferas en la Cordillera Central de Colombia. Geología Colombiana 3, 133-138. Butler, K. & Schamel, S. 1988. Structure along the eastern margin of the Central Cordillera, Upper Magdalena Valley, Colombia. Journal of South American Earth Sciences 1 (1), 109-120. Case, J.E., Duran, L. G., Lopez, A. & Moore, R. 1971. Tectonic investigations in western Colombia and eastern Panama. Geological Society of America Bulletin 82 (10), 2685-2712. Cooper, M. A., Addison, F. T., Alvarez, R. Coral, M., Graham, R. H., Hayward, A. B., Howe, S.,

16

las fases deformativas presentes en las metamorfitas del Complejo Arquía y las metamorfitas del Complejo Cajamarca en el Departamento de Caldas, Universidad de Caldas. Vicerrectoría de investigaciones y postgrados, 75 p. Inédito. Hooghiemstra, H. 1984. Vegetational and climatic history of the high plain of Bogotá, Colombia: A continuous record of the last 3.5 million years. Dissertation Botanicae. 79, Berlin, 79, 386 p. Hoorn, C., Guerrero, J., Sarmiento, G. & Lorente, M. A., 19995. Andean tectonics as a cause for changing drainage patterns in Miocene northern South America. Geology, 23, 237-240. Jaillard, E. Laubacher, G. Bengtson, P. Dhondt, A. V. & Bulot, L. G. 1999. Stratigraphy and evolution of the Cretaceous forearc Celica-Lancones basin of southwestern Ecuador. Journal of South American earth sciences, 12, 51-68. Joyce, J. 1991. Blueschist metamorphism and deformation on the Samana Peninsula- a record of subduction and collision in the Greater Antilles, in Mann, P., Draper, G. & Lewis, J. F., eds., Geologic and tectonic development of the North AmericanCaribbean plate boundary in Hispaniola: Geological Society of America. Special Papers 262, 47-76. Julivert, M. 1961. Las estructuras del Valle Medio del Magdalena y su significación. Boletín Geológico, Universidad Industrial de Santander 6, 33-52. Keizer, J. 1954. Estudios geológicos en la región carbonífera de Jamundí entre los ríos Guachinte y Jordán. Instituto Geológico Nacional, Informe 1064. Inédito. Kerr, A. C., Marriner, G. F., Tarney, J., Nivia, A. Saunders, A. D., Thirlwall, M. F. & Sinton, C. W. 1997. Cretaceous basaltic terranes in Western Colombia: Elemental, chronological and Sr-Nd isotopic constraints on petrogenesis. Journal of Petrology 38, 677-702 Kronenberg, S., Bakker, J. G. M. & Van del Wiel, A. M. 1990. Late Cenozoic uplift and paleogeography of the Colombian Andes: constraints on the development of high-Andean biota, Geolologie en Mijnbouw 69, 279-290. Lebrat, M., Megard, F. Dupuis, C. & Dostal, J. 1987. Geochemistry and tectonic setting of pre-collision Cretaceous and Paleogene rocks of Ecuador. Geological Society of America Bulletin 99, 569578. Lemoigne, Y., 1984. Donnes nouvelles sur la paleoflore de Colombie. Geobios 17 (6), 667-690. Lietherland, M. & Aspden, J. A. 1992. Terrane boundary reactivation: a control on the evolution of the northern Andes. Journal of South American Earth Sciences 5 (1), 71-76. Marshall, L. G., Butler, R. F., Drake, R. E., Curtis, G. H. & Tedford, R. H. 1979. Calibration of the great

Memorias. 217-253. Bogotá Etayo-Serna, F., Gonzalez, H. & Alvarez, E. 1980. Mid-Albian Ammonites from Northern Western Cordillera, Colombia, S. A. Geología Norandina 2, 24-30. Etayo-Serna, F., Parra, E. & Rodríguez, G. 1982. Análisis facial del "Grupo Dagua" con base en secciones aflorantes al oeste de Toro (Valle del Cauca). Geología Norandina 5, 3-12. Etayo-Serna, F et al. 1986. Mapa de terrenos geológicos de Colombia. Publicaciones Geológicas Especiales. Ingeominas 14-1, 1-235. Fabré, A. 1983a. La subsidencia de la cuenca del Cocuy (Cordillera Oriental de Colombia) durante el Cretáceo y el Terciario inferior. Primera parte: estudio cuantitativo de la subsidencia. Geología Norandina 8, 49-61. Fabré, A. 1983b. La subsidencia de la cuenca del Cocuy (Cordillera Oriental de Colombia) durante el Cretáceo y el Terciario. Segunda parte: esquema de evolución tectónica. Geología Norandina 8, 21- 27. Fabré, A. & Delaloye, M.. 1983. Intrusiones básicas cretácicas en las sedimentitas de la parte central de la Cordillera Oriental. Geología Norandina 6, 19-2. Gómez, A., Moreno, M. & Pardo, A. 1995. Edad y origen del “complejo metasedimentario AranzazuManizales” en los alrededores de Manizales (departamento de Caldas, Colombia), Geología Colombiana 19, 83-93. González, H. 1980. Geología de las planchas 167 (Sonsón) y 187 (Salamina), Boletín Geológico, Ingeominas 23 (1), 1-174. González, H. & Núñez, A. 1991. Mapa geológico generalizado del departamento del Quindío. Escala 1:100000. Ingeominas. 1- 42. Bogotá. González, H. Lemoigne, I. & Martínez, J. O. 1977. La flora de la Formación Valle Alto, Jurasico en la Cordillera Central de Colombia. Boletín de Ciencias de la Tierra 2, 107-122. González, H. Restrepo, J. J., Toussaint, J. F. & Linares, E. 1978. Edad radiométrica K/Ar del Batolito de Sabanalarga. Publicación Especial de Geología, Universidad Nacional, Medellín, 8, 1-5. Grosse, E. 1926. El Terciario carbonífero de Antioquia, en la parte occidental de la Cordillera Central de Colombia entre el río Arma y Sacaojal. Dietrich Reimer (Ernst Vohsen), Berlin. 361 p. Grösser, J. R. 1989. Geotectonic evolution of the Western Cordillera of Colombia: new aspects from geochemical data on volcanic rocks. Journal of South American Earth Sciences 2 (4), 359-369. Hall, R. V., Alvarez, J. & Rico, H. 1972. Geología de parte de los departamentos de Antioquia y Caldas (sub-zona II-A). Boletín Geológico, Ingeominas XX, 1, 1-85. Hincapié, G. & Moreno, M. 1999. Comparación de

17

Nivia, A. 1989. El terreno Amaime-Volcánica una provincia acrecionada de basaltos de meseta oceánica. V Congreso Colombiano de Geología, Memorias. I, 1-30. Bogotá. Nivia, A. 1993. Evidencias de obducción en el Complejo Ultramáfico de Bolivar. VI Congreso Colombiano de Geología, Memorias I, 63-79. Medellín. Nivia, A. 1994.The Bolivar mafic-ultramafic complex, SW Colombia: the base of an obducted oceanic plateau. Journal of South American earth sciences 9, 59-68. Nivia, A. 1996. El Complejo Estructural Dagua, registro de deformación de la provincia litosférica oceánica cretácica occidental en un prisma acrecionario. Paper presented to the VII Congreso Colombiano de geología, 54 - 67. Santafé de Bogotá. Nivia, A., Gizelle, M. & Andrew, K. 1996. El Complejo Quebradagrande una posible cuenca marginal intracratónica del Cretáceo inferior en la Cordillera Central de los Andes Colombianos. Paper presented to the VII Congreso Colombiano de geología, 108 – 123. Santafé de Bogotá. Orrego, A., Cepeda, H. & Rodríguez, G. 1980a. Esquistos glaucofánicos en el área de Jambaló Cauca (Colombia). Nota preliminar. Geología Norandina 1, 5-10. Ossa, C. & Pardo, A. 1989.Geología de los municipios de Apía (Risaralda) y Viterbo (Caldas) y su relación con las manifestaciones de manganeso presentes. Thesis Universidad de Caldas, Facultad de Geología. Unpublished. Padilla, L. E. 1991.Propuesta de unificación para la nomenclatura estratigráfica del Terciario del Valle del Cauca. Boletín Geológico, Universidad Industrial de Santander 20 (35), 5-17. Pardo, A., Moreno, M. & Gómez, A. 1993.de J. La "Formación Nogales": Una unidad sedimentaria fosilífera del Campaniano-Maastrichtiano aflorante en el flanco occidental de la Cordillera Central Colombiana. VI Congreso Colombiano de Geología, Memorias. I, 248-261. Medellín.. Pardo, A., Moreno, M. & Gómez, A. 1999. Estudio de nuevas localidades fosilíferas en las Cordilleras Central y Occidental de Colombia. Universidad de Caldas. Centro de Investigaciones y Desarrollo Científico (CIDC), 72 p, Unpublished.. Parra, E., Caballero, H., Muñoz, R., Zapata, G. & Zuluaga, J. 1983. Mapa geológico preliminar de la plancha 223, El Cairo (Valle del Cauca). Ingeominas. 1 mapa a escala 1:100 000. Cali. Pindell, J. L. & Barrett, S. F. 1990. Geological evolution of the Caribbean region: a plate tectonic perspective, in Dengo, G. & Case, J. E. (eds.), The Caribbean region: Boulder, Colorado, Geological

American Interchange. Science 204, 272-279. Maya, M. 1992. Catálogo de dataciones isotópicas en Colombia. Boletín Geológico, Ingeominas 32 (1-3), 127-187. Maya, M. & González, H. 1995. Unidades litodémicas en la Cordillera Central de Colombia. Boletín Geológico, Ingeominas 35, (2-3), 43-57. McCourt, W. J. & Feininger, T. 1984. High pressure metamorphic rocks in the Central Cordillera of Colombia. British Geological Survey Reprint Series 84 (1), 28-35. McCourt, W. J. & Aspden, J. A., 1984. A plate tectonic model for the phanerozoic evolution of Central and Southern Colombia. 10th Caribbean Geological Conference Transactions, Ed. Ingeominas, 38-47. McCourt, W. J., Aspden, J. A. & Brook, M. 1984a. New geological and geochronological data from the Colombian Andes: continental growth by multiple accretion. Journal of the geological Society of London 141, 831-845. McCourt, W. J., Mosquera, D., Nivia, A. & Nuñez, A. 1984b. Mapa geológico preliminar, Plancha 243Armenia. Escala 1:100 000. Ingeominas. Bogotá.. Meissner, R. O., Flueh, E. R., Stibane, F. R. & Berg, F. 1976. Dynamics of the active plate boundary in southwest Colombia according to recent geophysical measurements. Tectonophysics 35, 115-136. Muñoz, R., Salinas, R., James, M. Bergman, H. & Tistl, M. 1990. Mineralizaciones primarias de minerales del grupo del platino y oro en la cuenca de los ríos Condoto e Iró (Chocó, Colombia). Ingeominas, technical report, 304 p. Medellín. Murcia, A. & Cepeda, H. 1991a. Mapa Geológico de Colombia-Escala 1:10 000, Plancha 410. La Unión. Ingeominas. Bogotá. Murcia, A. & Cepeda, H. 1991b. Mapa Geológico de Colombia-Escala 1:10 000, Plancha 429. Pasto. Ingeominas. Bogotá. Moreno, M., Pardo, A. & Gómez, A. de J. 1993 Evidencias paleontológicas de emersión parcial del basamento oceánico del valle del río Cauca durante el Campaniano-Maastrichtiano. VI Congreso Colombiano de Geología, Memorias. I, 143-151. Medellín. Mosquera, D. 1978. Geología del cuadrángulo K8 Manizales (informe preliminar). Ingeominas. 63 p. Mourier, T., Laj, C. Mégard, F, Roperch, P., Mitouard, P. & Farfan Medrano, A. 1988. An accreted continental terrane in northwestern Peru. Earth and Planetary Science Letters 88, 182-192. Nelson, H.W. 1957.Contribution to the geology of the Central and Western Cordillera of Colombia in the section between Ibagé and Cali. Leidse Geologische Mededelingen 22, 1-76.

18

Universidad Nacional, Medellín 1, 1-47. Toussaint, J. F. & Restrepo, J.J., 1978a. Edad K-Ar de dos rocas básicas del flanco noroccidental de la Cordillera Central. Publicación Especial de Geología, Universidad Nacional, Medellín 15, 1-1. Toussaint, J. F. & Restrepo, J.J., 1978b. Edad cretácea de una anfibolita granatífera de Pijao (Quindio). Publicación Especial de Geología, Universidad Nacional, Medellín 17, 1-1. Tschanz, Ch. M., Marvin, R. F., Cruz, J. Mehnert, H. H & Cebula, G. T. Geologic evolution of the Sierra Nevada de Santa Marta, Northeastern Colombia. Geological Society of America Bulletin 85, 273284. Vakhrameev, V. A. 1991. Jurassic and Cretaceous floras and climates of the earth. Cambridge University Press. 211 p. London Van der Hammen, Th. 1957. Estratigrafía del Terciario y Maastrichtiano continentales y tectogénesis de los Andes Colombianos. Boletín Geológico, Servicio Geológico Nacional 6, (1-3), 67-128. Van Houten, F. B. & Travis, R. B. 1968. Cenozoic deposits, Upper Magdalena Valley, Colombia. AAPG Bulletin. 52 (4), 675-702. Van Houten, F. B. 1976. Late Cenozoic volcaniclastic deposits, Andean foredeep, Colombia. Geological Society of America Bulletin 87, 481-495. Villamil, T., Arango, C., Suárez, M., Malagón, C., Linares, R. 1995. Discordancia Paleoceno-Eoceno y depósitos sobreyacentes en Colombia: implicaciones tectónicas y de geología del petróleo. Congreso Colombiano de Petróleo, Memorias 1-6. Bogotá. Villamil, T. 1999. Campanian-Miocene tectonostratigraphy, depocenter evolution and basin development of Colombia and western Venezuela. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 153, 239-275.

Society of America. Geology of North America H, 405-432. Pindell, J. L., Cande, S. C., Pitman, W. C., Rowley, D. B., Dewey, J. F., LaBrecque, J. & Haxby, W. 1988. A plate-kinematic framework for models of Caribbean evolution. Tectonophysics 155, 121-138. Pindell, J. L. 1993. Regional synopsis of Gulf of Mexico and Caribbean evolution. Gulf Coast Section. Proceedings, in Pindell, J. L. & Perkins, R., Eds., 1993, 251-274. Restrepo, J. J. & Toussaint, J. F. 1988. Terranes and continental accretion in the Colombian Andes, Episodes 11 (3), 189, 193. Restrepo, J. J., Toussaint, J. F., Gonzalez, H., Cordani, U., Kawachita, K., Linares, E., Parica, C., 1991. Precisiones geocronológicas sobre el Occidente Colombiano. Simposio sobre magmatismo Andino y su marco tectónico, Memorias I, 1-22. Manizales. Rodríguez, C. & Rojas, R. 1985. Estratigrafía y tectónica de la serie infracretácica en los alrededores de San Félix, Cordillera Central de Colombia. En Etayo-Serna, F. & Laverde, F. (Eds.), Proyecto Cretácico. Publicaciones Geológicas Especiales, Ingeominas 16/ XXI,1-21. Shoemaker, R.E. 1982. Fossil leaves from the lower Cretaceous Ciano Formation southwestern Ecuador. Paleontographica Abt. B, 180, 120-132. Sedlock, R. L., Ortega-Gutierrez, F. & Speed, R. C. 1993. Tectonostratigraphic terranes and tectonic evolution of Mexico. Geological Society of America, Special Paper 278. 1-153. Smith, A. L., Schellekens, J. H. & Muriel Díaz, A. L.,1998, Batholiths as markers of tectonic change in the northeastern Caribbean. In Lidiak, E. G., & Larue, D. K., (eds.), Tectonics and geochemistry of the Northeastern Caribbean: Boulder, Colorado, Geological Society of America, Special paper 322, 99-122. Thouret, J. C., Murcia, A., Salinas, R. & Vatín Pérignon, N.1985. Cronoestratigrafía mediante dataciones K-Ar y 14C de los volcanes compuestos del Complejo Ruiz-Tolima y aspectos volcanoestructurales del Nevado del Ruiz (Cordillera Central, Colombia). VI Congreso Latinoamericano de Geología, Memorias I, 385-454. Bogotá, Toussaint, J. F. 1996. Evolución geológica de Colombia durante el Cretácico. Universidad Nacional de Colombia, Medellín. 277 p. Toussaint, J. F. & Restrepo, J. J. 1974. Obducción Cretácea en el Occidente Colombiano. Publicación Especial de Geología, Universidad Nacional, Medellín 3, 1-26. Toussaint, J. F. & Restrepo, J. J. 1976. Modelos orogénicos de tectónica de placas en los Andes Colombianos. Boletín de Ciencias de la Tierra,

19