ANÁLISIS DE DEFORMACIONES Y MODELO ESTRUCTURAL … MSc JORGE... · anÁlisis de deformaciones y...

ANÁLISIS DE DEFORMACIONES Y MODELO ESTRUCTURAL DEL FRENTE DE DEFORMACIÓN DEL PIEDEMONTE LLANERO DE LA

CORDILLERA ORIENTAL DE COLOMBIA.

JORGE HERNANDO MONTAÑA CÁRDENAS

Universidad Nacional de Colombia

Facultad Ciencias, Departamento Geociencias, Maestría en Geología

Bogotá, Colombia

2015

ANÁLISIS DE DEFORMACIONES Y MODELO ESTRUCTURAL DEL FRENTE DE DEFORMACIÓN DEL PIEDEMONTE LLANERO DE LA

CORDILLERA ORIENTAL DE COLOMBIA.

JORGE HERNANDO MONTAÑA CÁRDENAS

Tesis de investigación presentada como requisito parcial para optar al título de:

Magister en Ciencias - Geología

__________________________

Director (a):

Ph.D., ANDREAS KAMMER

Línea de Investigación:

Geología Estructural

Grupo de Investigación en Geología Estructural y Fracturas

Universidad Nacional de Colombia

Facultad Ciencias, Departamento Geociencias, Maestría en Geología

Bogotá, Colombia

2015

Agradecimientos

La realización del presente trabajo fue posible gracias a los esfuerzos combinados de

varios profesionales en geología. A los compañeros y amigos del Grupo de Geología

Estructural y Fracturas: Alejandro Piraquive, Sebastián Díaz, Nelson Sánchez y Wilmer

Espitia con quienes compartí diferentes experiencias de campo en el piedemonte llanero

de Colombia y colaboraron con sus opiniones y sugerencias durante la realización de la

investigación.

Agradezco especialmente y con orgullo al profesor Andreas Kammer, quien a lo largo de

mi formación académica me enseñó los fundamentos de la geología estructural, por su

motivación en el trabajo de campo y orientación de la presente investigación.

A la Universidad Nacional de Colombia por cumplir su objeto social y académico; por

darme la oportunidad de estudiar y de formarme como profesional en un país donde la

educación es un privilegio de pocos

Agradezco especialmente a la Fundación Juan Pablo Gutiérrez Cáceres por la beca que

me otorgó para realizar esta Maestría, sin este apoyo económico no habría podido

estudiar este posgrado.

Finalmente agradezco a mi familia Rosalba Montaña, Ana Montaña, María Leal y Ana

María Castillo por su apoyo incondicional; a Carolina Jiménez por su amor y felicidad

que le brinda a mi vida, las enseñanzas y colaboración en las diferentes etapas de

desarrollo del trabajo, fueron indispensables.

Resumen

La evolución estructural del frente de deformación del Piedemonte Llanero de Colombia,

ha estado relacionada con procesos de exhumación de la Cordillera Oriental,

involucrando fallas de basamento reactivadas y la generación de una intensa

deformación (Kammer, 1997; Mora, 2006). Para su caracterización fue aplicado el

método Normalizado de Fry (Fry, 1979) en capas conglomeráticas del Grupo

Farallones; además de un método gráfico basado en la retro-deformación de

amonoideos de la Formación Lutitas de Macanal en Japhi 1.1. Estos análisis permiten

definir los parámetros de las elipsoides calculadas, teniendo valores de deformación (R)

y de orientación phi (ø).

Basados en estos resultados, los dominios de deformación son interpretados y

descompuestos en direcciones preferenciales N-S y SW-NE, presentando una relación

directa con los elementos estructurales que se encuentran en el área. Adicionalmente, se

elabora un modelo estructural aplicando el modelo de Tri-Shear, en los Anticlinales de

Guayabetal y Buenavista en el Piedemonte Llanero, donde se integran las

deformaciones medidas y modeladas en el software FaultFoldForward (Allmendinger,

1998). La integración del modelo estructural y el análisis de deformaciones nos permiten

evidenciar las zonas con mayor deformación, relacionadas con los flancos verticales a

invertidos de las estructuras y con zonas de falla. Las zonas de menor deformación se

relacionan con los flancos poco inclinados de las estructuras.

Palabras Clave: Piedemonte Llanero, Análisis de Deformación, Método Fry, Retro-

deformación de amonoideos, Modelo estructural de Tri-Shear.

Abstract

The structural evolution of the deformation front of the Llanos Foothills of Colombia, has

been associated with processes of exhumation of the Cordillera Oriental, involving

reactivated basement faults and generation of an intense deformation (Kammer, 1997;

Mora, 2006). In order to characterize strain the Fry method was applied (Fry, 1979) in

conglomeratic layers of the Farallones group; and a graphical method based on the retro-

deformation of ammonoids of Macanal Formation. These analyses define the parameters

of the ellipses calculated; taking strain values (R) and orientation phi (ø). Based on these

results deformation domains are interpreted and decomposed into preferential directions

N-S and NE-SW, showing a direct relationship with the structural elements that occur in

the area. Additionally, a structural model by applying the model of Tri-Shear, in the

Guayabetal and Buenavista Anticlines in the Llanos Foothills is made; where measured

strains are integrated and molded in FaultFoldForward software (Allmendinger, 1998).

The integration of the structural model and strain analysis allow us to show more

deformation zones, related to the vertical to inverted limbs of the structures and fault

zones; less deformation zones relate to the normal limbs of the structures.

Keywords: Llanos Foothills, Strain Analysis, Fry Method, Retro-Deformation of

ammonoids, Structural model of Tri-Shear.

Contenido

Pág.

Resumen ......................................................................................................................... IV

Lista de Figuras ............................................................................................................ VIII

Lista de Tablas .............................................................................................................. XII

1. OBJETIVOS ............................................................................................................. 13

1.1 Objetivo General ..................................................................................................... 13

1.2 Objetivos Específicos ............................................................................................ 13

2. INTRODUCCIÓN ..................................................................................................... 14

3. MARCO GEOLÓGICO ............................................................................................. 17 3.1 Marco Tectono-Estratigráfico ......................................................................... 20

4. METODOLOGÍA ...................................................................................................... 22 4.1 Análisis de Deformaciones con la Aplicación del Método Fry......................... 22 4.2 Fósiles Marcadores de Deformación .............................................................. 27 4.3 Modelo Estructural ........................................................................................ 28

5. DATOS Y RESULTADOS ........................................................................................ 30 5.1 Análisis de Deformaciones y Método Fry en Conglomerados del Grupo Farallones ................................................................................................................ 30 5.2 Deformación en Amonitas de la Formación Lutitas de Macanal ..................... 34 5.3 Modelo Estructural de Tri-Shear .................................................................... 37

6. DISCUSIÓN DE RESULTADOS .............................................................................. 39 6.1 Modelos Regionales de Deformación y Estratigrafía Mecánica del Piedemonte Llanero ..................................................................................................................... 39 6.2 Análisis de la Deformación Tectónica y su Relación con el Modelo Estructural del Frente de Deformación del Piedemonte Llanero ................................................. 43

7. CONCLUSIONES .................................................................................................... 52

Bibliografía .................................................................................................................... 53

Lista de Figuras

Pág. Figura 2-1: Localización de la zona de estudio en el frente de deformación del

Piedemonte Llanero. A) Zona norte – Región del Guavio. B) Zona sur (Fuente Google

Maps & Google Earth, 2015)………………………………………………………………..….16

Figura 3-1: Reconstrucción tectónica esquemática del bloque NW de Suramérica y sus

placas adyacentes. COc: Cordillera Occidental; CC: Cordillera Central; CO: Cordillera

Oriental; MA: Mérida Andes; BPA: arco de islas Baudo–Panama; SMBf: Falla de Santa

Marta–Bucaramanga; GMA: Área de Guateque–Medina. (Branquet, et al.

2002)………………………………………………………………………………………………18

Figura 3-2: Mapa geológico del frente de deformación del Piedemonte Llanero

(Modificado de Kammer 2011, Ingeominas 2008, Parra 2008 & Mora et al. 2006)

Anticlinales de Guayabetal, Farallones - Santamaría y Fallas de Servitá, Mirador y

Santamaría. A) Zona norte. B) Zona sur, en donde se desarrolla el modelo

estructural…………………………………………………………………………………………19

Figura 3-3: Marco tectono – estratigráfico (Mora, 2013); junto con el diagrama

esquemático que muestra la evolución tectónica de la Cordillera Oriental. (Horton et al

2010). El recuadro rojo indica los intervalos estratigraficos estudiados, especificamente el

Grupo Farallones y la Fm. Lutitas de Macanal………………………………………………21

Figura 4-1: Diagramas de Fry A) Granos agrupados en rocas deformadas. B) Diagrama

de Fry con la elipse central bien definida. C) granos con centros débilmente agrupados D)

Diagrama Fry con la elipse central pobremente definida. (Lisle, 2010). E) Diagramas

normalizados de Fry, construidos con el método centro a centro. F) Rasgos geométricos

de un agregado de discos circulares empaquetados de radio r, alrededor del centro “A”,

estados no deformado y deformado. G) Magnitudes relativas de los tres ejes (X,Y,Z) del

elipsoide de deformación. (McNaught, 1993)…………………………………………………23

Figura 4-2: Diagrama Flinn, para una deformación plana “plane strain”; representando

elipsoides de deformación finita en dos campos diferenciados por constricción y

aplanamiento. (Ramsay & Wood, 1973)....……………………………………………………24

Figura 4-3: Análisis de deformaciones con el método Fry Normalizado en imágenes de

componentes elípticos con 200 objetos circulares de diferentes tamaños. Cada imagen

presenta un tipo de distorsión particular. A-B: Cizalla Pura. C-D: Cizalla Simple. E-F:

Cizalla Combinada (Kumar, et al. 2014)………………...…………………………………..25

Figura 4-4: Métodos para estimar la deformación en amonoideos, A) Método de Blake,

donde se aproxima visualmente el eje de deformación. B) Método de Tan, basado en las

medidas angulares de las espirales que luego son graficadas y comparan curvas

estándar para la determinación de la deformación………………………………………….27

Figura 4-5: Diagrama esquemático del modelo Tri-shear. Modos de nucleación y

propagación de una falla. (Allmendinger, et al. 2004). A) propagación de un despegue. B)

Propagación de una falla preexistente reactivada. C) Propagación de una fractura inicial.

D) Elaboración del modelo de plegamiento Tri-shear y parámetros utilizados en los

pliegues de Guayabetal y Buenavista………………………………………………………....29

Figura 4-6: (a, b, c). Secciones transversales que ilustran la importancia de la relación

(P/S), (Allmendinger, et al. 2004). d) Modelos de plegamiento. 1) Modelo geométrico de

bandas tipo kink. 2) Modelo de pliegues relacionados a fallas. 3) Modelo de fallas

inversas. 4) Modelo de fallas normales. (Erslev, 1991)………………..……………………29

Figura 5-1: Análisis de deformaciones aplicando el método de Fry en conglomerados del

Grupo Farallones en la zona norte, flanco frontal del Anticlinal de Farallones. Localidades

(A-D) Río Bata. (B) Río Gazamumo. (C) Río Trompetas. (Rs): Deformación, (D.F):

Diagrama de Fry y (D.N.F): Diagrama Normalizado de Fry….……………………………..32


Grupo Farallones y Areniscas de Gutiérrez, en la zona sur. Anticlinal de Guayabetal.

(A-B) Puente Quetame – Guayabetal (C-D) Ríos Blanco. (Rs): Deformación, (D.F):

Diagrama de Fry y (D.N.F): Diagrama Normalizado de Fry………………….…………….33

Figura 5-3: Amonitas deformadas de la Formación Macanal en el programa Japhy 1.1.

(Rocha 2003; Rocha & Días 2005). Las localidades se encuentran en la región del

Guavio en el Piedemonte Llanero. …………………………………………………………….35



Macizo de Quetame en el Piedemonte Llanero……………………….……………………..36

Figura 5-5: Modelo estructural, de los pliegues del frente de deformación del Piedemonte

Llanero (Anticlinales de Guayabetal y Buenavista), A) Modelo de Tri-Shear. Teniendo

como resultante los pliegues modelados. B) Reconstrucción esquemática de la sección

con las fallas de basamento pre-existentes. C) Elaboración del modelo de Tri-

Shear……………………...…………………………………..…………………………………..38

Figura 6-1: Modelo de deformación de la Región del Guavio (Espitia, 2014), con la

sección estructural (C-C´) y modelos adaptados de Tri-Shear en el Anticlinal de

Farallones (Kammer, 2009)………………………………………………………………….…40

Figura 6-2: Modelo estructural del Anticlinal de Río Blanco con valores calculados de

elipses de deformación aplicando el método Fry (Mora et al. 2013). B). Esquema en el

que se ilustra la formación de un pliegue de flanco invertido que involucra basamento a lo

largo del anticlinal de Buenavista (Tamara, 2008)………………….………………………..41

Figura 6-3: Comparaciones litológicas generalizadas para las diferentes secciones de la

cordillera Oriental, Cáqueza –Guayabetal, Chingaza y San Juanito.

(Mora, et al. 1999)……………………………………………………………………………….42

Figura 6-4: Mapa geológico del frente de deformación del Anticlinal de Farallones, con

los dominios de deformación en conglomerados Paleozoicos y en amonitas de la

Formación Macanal; teniendo en cuenta el plano R (yz) de la elipse de deformación. La

Figura 3-2.A, se localiza el área en el contexto regional…………………………………….44

Figura 6-5: Mapa geológico del frente de deformación de los Anticlinales de Buenavista

y Guayabetal, con los dominios de deformación en conglomerados Paleozoicos y

amonitas de la Formación Macanal, teniendo en cuenta el plano R (yz) de la elipse de

deformación. También se presenta la sección A-A´ en donde se realizó el modelo

cinemático de plegamiento. En la Figura 3-2.B, se localiza el área en el contexto

regional………………………………………………..…………………………………………..46

Figura 6-6: Modelo esquemático de los dominios de deformación relacionados con el

plegamiento y la estratificación, teniendo en cuenta el escarpe y el plano estructural de

las capas, en los planos R (xz) en conglomerados y R (yz) en

amonoideos………………………………………………………………………………………49

Figura 6-7: Modelo estructural Tri-Shear de los Anticlinales de Guayabetal y Buenavista,

con la integración de las deformaciones medidas y las elipses modeladas en

FaultFoldForward v6. La gráfica compara valores de deformación a lo largo de la

sección estructural………………………………………………………………………..……..50

Lista de Tablas

Pág.

Tabla 4-1: Resultados del análisis de deformación con el método Fry, realizados en

imágenes artificiales, en diferentes estados de deformación, comparados con los

resultados de Kumar, et al. (2014)……………………………………………………………..26

Tabla 5-2: Análisis de deformaciones con la aplicación del método Fry y calculo del

acortamiento en capas conglomeráticas del Grupo Farallones en el frente de deformación

del Piedemonte Llanero…………………………………………………..…………..…………31

Tabla 5-3: Resultados de los analisis de deformación y acortamiento de amonoideos de

la Formación Macanal en el frente de deformación del Piedemonte

Llanero …………………………………………..……………………………………………….34

Lista de Fotografías

Fotografía 1: Anticlinal de Farallones, con el Grupo Farallones en el núcleo y su flanco

frontal verticalizado en el área de Medina…………………………………………………....47

Fotografía 2: Anticlinal de Guayabetal, con el Grupo Farallones en el núcleo y su flanco

frontal verticalizado en el área de Río Blanco – Guayabetal………………………………47

Fotografía 3: Comparaciones litológicas y deformaciones en afloramientos del Gr.

Farallones y la Fm. Lutitas de Macanal. A) Conglomerados de las Capas Rojas del

Guatiquía con desarrollo de venas de cuarzo. B) Conglomerados matriz soportados de

las Areniscas de Gutiérrez. C) Capas Rojas del Guatiquía en el río Bata. D) Pliegues de

segundo orden en la formación Lutitas de Macanal C) Pliegue sinclinal asimétrico……..48

1. OBJETIVOS

1.1 Objetivo General

Elaborar un análisis de deformaciones y un modelo estructural de los anticlinales de

Farallones y Guayabetal en el frente de deformación del Piedemonte Llanero de la

Cordillera Oriental de Colombia.

1.2 Objetivos Específicos

Identificar y revisar la cartografía geológica de las estructuras mayores, pliegues y

fallas presentes en el área de los Anticlinales de Farallones y Guayabetal en el

Piedemonte Llanero.

Establecer la deformación, aplicando el método Fry a lo largo de transectas

estructurales en conglomerados paleozoicos del Grupo Farallones en los

anticlinales de Farallones y Guayabetal.

Realizar una medición de la deformación en amonoideos de la Formación Lutitas

de Macanal en los anticlinales de Farallones y Guayabetal.

Realizar el modelo estructural del anticlinal de Guayabetal y Buenavista con la

integración de las deformaciones medidas en este pliegue.

14 Análisis de Deformaciones y Modelo Estructural del Frente de Deformación del

Piedemonte Llanero de la Cordillera Oriental de Colombia

2. INTRODUCCIÓN

La configuración estructural del flanco oriental de la Cordillera Oriental, a lo largo del

frente de deformación del Piedemonte Llanero, corresponde con un cinturón de

cabalgamiento plegado y deformado, que ha sido resultado de una interacción entre

factores estructurales y climáticos durante el cenozoico. Este sistema presenta estilos

estructurales opuestos entre la Sabana de Bogotá y el Piedemonte Oriental (Kammer &

Mora, 1999). Representando la suma de eventos tectónicos que afectaron la sucesión

estratigráfica y modelaron el paisaje a su estado actual, dando como resultado un frente

de cabalgamiento de orientación NE-SW, compuesto por el sistema de fallas de Servita,

Buenavista, Santa María, Lengupá y Tesalia; además de estructuras plegadas como los

Anticlinales de Guayabetal, Farallones y Santa María (Parra et al., 2008, Mora et al.,

2006, Kammer et al., 1997). La historia geológica de esta cuenca implica varios

episodios de actividad tectónica, entre los cuales se destacan: un periodo de extensión

(Rifting) durante el Cretácico temprano y, posteriormente, un periodo compresivo durante

el Cenozoico siendo de gran importancia la Orogenia Andina desarrollada a partir del

Mioceno Medio (Colleta et al., 1990). Estos periodos de la historia geológica hacen que

esta zona presente una alta complejidad por la interacción de diversos estilos

estructurales, los cuales se manifiestan en geometrías de pliegues con flancos invertidos

y fallas reactivadas que involucran basamento.

El área de estudio se encuentra definida en el flanco oriental de la Cordillera Oriental

extendiéndose hasta el Piedemonte Llanero. Al este limita con el sistema de fallas

frontales del borde llanero y al occidente con el altiplano de la Cordillera Oriental. Hacia

el norte el área de interés limita con el bloque del anticlinal Farallones – Santamaría y

hacia el sur parte del Macizo de Quetame.

Análisis de Deformaciones y Modelo Estructural del Frente de Deformación del

Piedemonte Llanero de la Cordillera Oriental 15

La información geológica fue adquirida en dos zonas principalmente: la primera zona está

localizada en el sector sur en la sección transversal que une las poblaciones de

Villavicencio, Guayabetal, Quetame y Cáqueza (Figura 2-1), donde se destacan los

anticlinales de Guayabetal y Buenavista y el trazo de las Fallas de Servita y Mirador. La

segunda zona se localiza en la sección transversal del Guavio – Chivor, en cercanías a

poblaciones de Santa María, Mambita, Gachala y Ubala, donde se presenta el Anticlinal

de Farallones – Santa María (Figura 2-1).

En esta zona de estudio se presentan afloramientos medianamente constantes de las

unidades de interés. Los anticlinales exponen en su núcleo el Grupo Farallones y la

Formación Macanal unidades que presentan indicadores de deformación, que son

medidos en este trabajo y que cuentan con el registro de las fases de deformación

durante la exhumación de la Cordillera Oriental, especialmente, durante la orogenia

andina.

Para reconocer los fenómenos que dieron lugar a la evolución de este frente de

deformación se hace la compilación del mapa geológico, junto con una revisión de las

estructuras de interés: anticlinales de Guayabetal y Farallones, así como el trazo de la

Falla de Servita a lo largo del frente de deformación (Kammer et al., 1997). Se propone

caracterizar y calcular la deformación finita (asociada a eventos tectónicos) en

conglomerados del Grupo Farallones aplicando el método Fry (Fry, 1979) y la retro-

deformación de fósiles de la Formación Macanal (Rocha & Días, 2005).

También se elabora un modelo estructural aplicando el modelo de Tri-Shear

(Allmendinger, 1998), en el cual se integran la geometría de los elementos estructurales

y las deformaciones modeladas y medidas a lo largo de transectas estructurales (Figura

3-2.B). El análisis de la deformación y su correlación con el modelo estructural, nos

permite definir los dominios y la intensidad de la deformación en las posiciones

estructurales y, de este modo, relacionarlos con el desarrollo de diferentes etapas de

plegamiento y fallamiento. Finalmente estos análisis de deformación se interpretan

teniendo en cuenta el régimen tectónico regional en la evolución estructural del

Piedemonte Llanero.



Figura 2-1: Localización de la zona de estudio en el frente de deformación del

Piedemonte Llanero. A) Zona norte – Región del Guavio. B) Zona sur (Fuente Google

Maps & Google Earth, 2015).

B

A



3. MARCO GEOLÓGICO

La configuración tectónica regional del borde NW de Suramérica es el resultado de la

interacción de esfuerzos tectónicos originados por la colisión de las placas Suramericana,

Caribe y Nazca (Figura 3-1), así como por la influencia del Bloque Panamá-Baudó,

considerado como el último terreno acrecionado contra la placa Suramericana durante el

Mioceno Tardío. Varios autores han postulado que esta acreción inicio la inversión de las

cuencas de rift mesozoicas en la Cordillera Oriental (Duque-Caro, 1990; Cooper, et al.,

1995, Taboada et al., 2000).

Esta configuración de esfuerzos regional, al interactuar sobre límites tectónicos

preestablecidos, comparte la deformación del bloque Norandino de Suramérica en

dominios estructurales relativamente homogéneos. (Taboada et al., 2000; Corredor,

2003; Cortes & Angelier, 2005) (Figura 3-1). En el segmento central de la Cordillera

Oriental los rasgos estructurales se orientan en dirección N-S, mostrando pliegues por

despegue que, en ocasiones, absorben la deformación inhibiendo una reactivación de

fallas heredadas (Mora & Kammer, 1999; Mora et al., 2006).

En el flanco oriental el campo de esfuerzos regional y las estructuras preexistentes han

distribuido la deformación en dos segmentos estructurales (Corredor, 2003; Arcilla et al.,

2000; Cortes & Angelier, 2005, Velandia et al., 2005). Al sur de 4°N, un segmento

meridional influenciado principalmente por la convergencia E-W de la placa de Nazca. Su

interacción sobre un límite oblicuo en dirección NE resulta en un componente

transpresivo dextral que desarrolla cuencas de pull apart y cinturones de cabalgamiento

ejemplificado por las complicaciones estructurales asociadas a la Falla de Algeciras

(Velandia et al., 2005; Jiménez et al., 2006).



Al Norte de 4°N, un segmento septentrional registra los efectos de la convergencia de la

placa del caribe en dirección E-SE, subperpendicular a las principales discontinuidades

estructurales (Fallas de Guaicaramo y Servitá), generándose un componente

principalmente compresivo; (Dimate et al., 2003; Velandia, 2005; Cortes et al., 2006;

Martínez, 2006; Mora et al., 2007). Las estructuras tienen dirección principal NE, paralela

al límite de la cordillera. La discontinuidad principal es la Falla de Servitá. Una falla

normal reactivada como falla ciega con vergencia oriental, en cuyo bloque colgante se

presentan los altos de basamento de los Anticlinales de Guayabetal y Farallones que

exponen el basamento Paleozoico a Devónico de la Cordillera Oriental (Grupos

Farallones y Quetame); (Renzoni, 1968; Ulloa & Rodríguez, 1979; Pulido et al., 2001;

Mora et al., 2006).

Figura 3-1: Reconstrucción tectónica esquemática del bloque NW de Suramérica y sus

placas adyacentes. COc: Cordillera Occidental; CC: Cordillera Central; CO: Cordillera

Oriental; MA: Mérida Andes; BPA: arco de islas Baudo–Panama; SMBf: Falla de Santa

Marta–Bucaramanga; GMA: Área de Guateque–Medina. (Branquet, et al. 2002).

Interpretaciones y modelos evolutivos de la cordillera han sido realizados por (Dengo &

Covey 1993, Cooper 1995, Mora & Kammer 1999, Mora 2006), entre otros, quienes

proponen un sistema de fallas maestras de inversión arraigado en la corteza media, las

cuales tienen continuidad desde el segmento sur del piedemonte como la Falla de Servita

en el Macizo de Quetame, continuando hacia el norte con el sistema de fallas de Santa

María, Tesalia y Lengupá (Figura 3-2).



B

A

Figura 3-2: Mapa geológico del frente de deformación del Piedemonte Llanero

(Modificado de Kammer 2011, Ingeominas 2008, Parra 2008, Mora et al. 2006)

Anticlinales de Guayabetal, Farallones - Santamaría y Fallas de Servitá, Mirador y

Santamaría. A) Zona norte. B) Zona sur, en donde se desarrolla el modelo estructural.



3.1 Marco Tectono-Estratigráfico

Las unidades litoestratigráficas en donde se analizaron los marcadores de deformación y

en donde se adquirió la información para la elaboración del modelo estructural, abarcan

desde el Grupo Quetame como basamento metamórfico, hasta unidades sedimentarias

del Cretácico inferior (Figura 3-3).

El basamento se encuentra constituido por pizarras, filitas, cuarcitas y metasedimentitas

del Grupo Quetame, de bajo grado de metamorfismo, Hettner (1892) y Trumpy en

Renzoni (1965), le atribuyen una edad Cambro-Ordovícica otros autores lo denominan

como precámbrico. Sobre esta unidad se encuentran discordantemente shales y

areniscas devónicas que constituyen una sucesión de sedimentitas, divididas en las

Formaciones: Areniscas de Gutiérrez, Lutitas de Portachuelo y Capas Rojas del

Guatiquía, las cuales constituyen el Grupo Farallones con un espesor de 2500 m.

aproximadamente, Segovia & Renzoni (1965).

La evolución geológica del Piedemonte Oriental, durante el Cretácico coincidía con una

cuenca de rift intracontinental (Cooper et al. 1995; Mora et al. 2006; Sarmiento & Rojas,

2006; Kammer & Sánchez, 2006). La sedimentación synrift inicia durante el Jurásico con

el desarrollo de cuencas limitadas por fallas normales. En sus bloques colgantes se

desarrollan depósitos de grano grueso, mientras que en sus bloques yacentes se

presentan depósitos calcáreos y evaporíticos, Formaciones Girón, Guavio y Buenavista,

(Renzoni, 1965; Dorado, 1992; Mora, 2006; Tamara, 2008).

El aumento en la subsidencia y un rápido ascenso del nivel del mar propició la

depositación de facies marinas someras en ambientes turbidíticos, Formaciones

Macanal, Bata, Cáqueza y Fomeque (Dorado & Mojica, 1987; Pimpirev, 1992; Mora et. al.

2006). La depositación en la cuenca se extiende regionalmente con el inicio de la

subsidencia termal, poco después de la fase de rift. Las diferencias entre los bloques

estructurales, son niveladas dando paso a una plataforma somera en la que los

ambientes sedimentarios son controlados por cambios eustáticos durante el Cretácico

superior, Formaciones Une, Chipaque, Guadalupe y Guaduas, (Fabre, 1983, 1985;

Cooper et al., 1995; Villamil, 1999; Guerrero, 2002a, 2002b).



Durante el Maastrichtiano y Paleoceno los ambientes sedimentarios pasaron a fluviales y

fluvio-deltaicos, Formaciones Barco y Cuervos. Durante el Eoceno un evento orogénico

produce la inversión de fallas heredadas y la depositación de unidades fluviales,

estuarinas y fluvio-deltaicas, Formación Mirador. Para el Oligoceno los procesos de

inversión generaron relieves más fuertes estableciendo una cuenca de antepais sobre el

flanco oriental de la Cordillera. Las áreas levantadas constituyen una fuente de aporte de

sedimentos, estableciendo ambientes sedimentarios fluviales y aluviales, Formaciones

Carbonera y León. Durante el Mioceno y hasta el reciente han aumentado los procesos

de levantamiento y erosión permitiendo la depositación de las Formaciones Caja y

Corneta (Mora, 2006; Sarmiento & Rojas, 2006, Tamara, 2008) (Figura 3-3).

Figura 3-3: Marco tectono – estratigráfico (Mora, 2013); junto con el diagrama

esquemático que muestra la evolución tectónica de la Cordillera Oriental. (Horton et al

2010). El recuadro rojo indica los intervalos estratigraficos estudiados, especificamente el

Grupo Farallones y la Fm. Lutitas de Macanal.



4. METODOLOGÍA

4.1 Análisis de Deformaciones con la Aplicación del Método Fry

La selección del método para la estimación de la deformación depende de la forma,

distribución y abundancia de los marcadores de deformación (Vinta & Srivastava, 2012).

Algunos de los principales marcadores de deformación encontrados incluyen

conglomerados, fósiles, venas de tensión y clivajes. Dentro de las técnicas con mayor

aplicación para el análisis de la deformación finita de partículas y distribución espacial de

puntos se encuentran; el método Rf/Phi (Dunnet, 1990; Lisle, 2010) y el método Fry

(Fry, 1979); este último considera como primera aproximación, que la deformación total

de una muestra es normalmente superior a la de partículas deformadas por la presencia

de una matriz de mayor ductilidad. Finalmente provee una solución grafica para el

análisis de deformaciones, su utilidad y precisión depende de la forma y orientación del

campo vacante central, del grado de agrupamiento y del número de objetos en la

muestra (Figura 4-1).

Un método para mejorar la definición del elipsoide de deformación es propuesto por

Erslev (1988), muestra que la distancia entre dos partículas puede ser divida por la suma

de los radios promedio de las dos partículas involucradas, teniendo como resultado el

diagrama de Fry Normalizado (NFry), el cual elimina los efectos de distorsión por el pobre

sorteamiento de la roca, teniendo como resultado los valores de la forma elíptica (Rf) y

orientación phi (ϕ) del campo vacante central.



Figura 4-1: Diagramas de Fry A) Granos agrupados en rocas deformadas. B) Diagrama

de Fry con la elipse central bien definida. C) granos con centros débilmente agrupados D)

Diagrama Fry con la elipse central pobremente definida. (Lisle, 2010). E) Diagramas

normalizados de Fry, construidos con el método centro a centro. F) Rasgos geométricos

de un agregado de discos circulares empaquetados de radio r, alrededor del centro “A”,

estados no deformado y deformado. G) Magnitudes relativas de los tres ejes (X,Y,Z) del

elipsoide de deformación. (McNaught, 1993).

Para el desarrollo de la técnica y procesamiento de los datos, se utilizó la metodología

desarrollada por (Waldron & Wallance, 2007) quienes calculan los parámetros de la

elipse de deformación con el diagrama de Fry, mediante la aplicación y combinación de

software (ImageJ) de procesamiento de imágenes de (Abramoff et al., 2004) y los

programas FryJ, FryJFit y FryXFit, realizado este procesamiento se obtienen los

resultados de los diagramas de Fry y Fry Normalizado.

Durante la deformación, un elemento original puede presentar varias fases de

deformación, teniendo un cambio de forma continua, conocida como deformación

progresiva. El diagrama de Flinn (Ramsay & Wood, 1973) representa gráficamente el

elipsoide de deformación y lo divide en dos tipos de acuerdo a su forma; elipsoides

alargadas (constriccional) o elipsoides con aplanamiento, separadas por un patrón de

deformación en donde K=1. (Figura 4-2).

E

F G

x x

y y

z z

x=y=z x > y ≥ z



Figura 4-2: Diagrama Flinn, para una deformación plana “plane strain”; representando

elipsoides de deformación finita en dos campos diferenciados por constricción y

aplanamiento (Ramsay & Wood, 1973).

Para la evaluación de la deformación en conglomerados y estimar el grado de

acortamiento, en una sección vertical con deformación plana y volumen constante, se

puede desarrollar la siguiente suposición:

Si Y es el eje intermedio de la elipse, Z el eje menor de esta y X el eje mayor, entonces:

X*Y*Z = 1. (Figura 4-1.G). con deformación plana donde (Y=Y´=1)

La Deformación en conglomerados R (xz) = X/Z, Se tiene X*Z=1 y así Z= X/R y X=

Z*R.

Reemplazando en la ecuación, se define Z2=1/R. teniendo finalmente Z= √1/R, y X2 = R.

La elongación (e) se define como e= [(Lf-Lo)/Lo]*100. Obteniendo las longitudes del eje Z

y el eje X, se puede hacer una evaluación preliminar del acortamiento sufrido por la roca

en la sección estructural (Ramsay, 1967).

Con el fin de tener un análisis comparativo y validar la aplicación del método Fry, se

analizaron imágenes artificiales, con componentes circulares heterogéneos distribuidos

aleatoriamente en una matriz diferenciable, los cuales fueron deformados con aplicación

de cizalla pura, cizalla simple y cizalla combinada por (Kumar, et al. 2014). Para su

evaluación usamos la metodología de (Waldron & Wallance, 2007), teniendo como base

estas imágenes, aplicamos el sofware (Image J, FryJ, FryJFit) y así confirmar la validez

del método utilizado para el análisis de la deformación en conglomerados paleozoicos

(Figura 4-3).



Figura 4-3: Análisis de deformaciones con el método Fry Normalizado en imágenes de

componentes elípticos con 200 objetos circulares de diferentes tamaños. Cada imagen

presenta una distorsión particular. A-B: Cizalla Pura. C-D: Cizalla Simple. E-F: Cizalla

Combinada (Kumar, et al. 2014).

Los análisis de deformación en las imágenes artificiales, muestran resultados de la elipse

de deformación representados por (R) y (Phi) para el ángulo de orientación del eje

mayor. La Tabla 4-1, muestra los resultados para cada uno de los casos de estudio, los

cuales fueron comparados con los resultados obtenidos por Kumar, et al. (2014) con el

fin de determinar de manera cuantitativa la utilidad del método utilizado en este trabajo.

A

) B

CIZALLA PURA

C D

CIZALLA SIMPLE

E F

CIZALLA PURA Y SIMPLE



Para las imágenes A, C, y E se tienen los valores más bajos de deformación, en este

caso R=1.2, R=1.09 y R=1.20 respectivamente; mientras que las imágenes B, D y F

presentan valores de deformación R=1.6, R=1.3 y R=1.45. Estos valores son mayores

teniendo en cuenta que estas imágenes presentan un mayor grado de deformación.

Tabla 4-1: Resultados del análisis de deformación con el método Fry, realizados en

imágenes artificiales, en diferentes estados de deformación, comparados con los

resultados de Kumar, et al. (2014).

Los resultados de orientación (phi), también presentan una equivalencia con los valores

obtenidos por (Kumar, et al. 2014), ya que no hay una variación significativa. Teniendo

en cuenta estos parámetros de orientación y deformación se puede aplicar esta

metodología para la evaluación de la deformación en rocas conglomeráticas, cuyos

componentes estén agrupados, sean homogéneos y presenten un contraste de

competencia con la matriz.

El método puede presentar variabilidad en los resultados teniendo en cuenta que el

arreglo de los cantos y su redondez, puede estar ligado genéticamente con procesos

sedimentarios. El requisito de una distribución homogénea puede ser problemático para

la medición de la deformación en rocas clásticas cuyos componentes presenten formas

de elipsoide, tal como uno espera para un arreglo preferencial paralelo a la

estratificación. Si las deformaciones tectónicas son subparalelas a la estratificación, las

deformaciones medidas son mayores que la elipse de deformación; de lo contrario si las

deformaciones actúan en alto ángulo a la orientación de la fábrica sedimentaria, las

deformaciones medidas no apuntan hacia la magnitud de la deformación tectónica.

Imagen

Método Fry en Imágenes Artificiales

Deformaciones Medidas Deformaciones de Kumar, et al. 2014

Strain ratio (R) Orientación (phi)

Strain ratio (R) Orientación (phi)

Angulo Cizalla

A 1.20 90 1.20 90 0

B 1.56 93 1.60 90 0

C 1.08 40 1.09 43 0.5°

D 1.40 40 1.30 41 15

E 1.16 90 1.20 90 0

F 1.40 80 1.45 81 0.5



4.2 Fósiles Marcadores de Deformación

Los primeros métodos planteados para evaluar esta aplicación surgieron al reconocerse

que el desarrollo de las conchas de los amonoideos obedecía una regla logarítmica.

Anteriormente existían dos métodos para calcular la deformación basados en la

aproximación del eje mayor de deformación (Blake, 1878), o en medidas de los

parámetros que controlan diferentes puntos de la espiral, (Tan, 1973) (Figura 4-4).

Ahora el desarrollo computacional permite realizar el análisis por medio de la

deformación grafica de imágenes; Rocha & Días (2005), desarrollan una metodología

gráfica que permite ajustar una espiral al molde o concha de una amonita, obteniendo la

elipse inversa de una deformación. Este desarrollo se hace mediante el uso del programa

Japhy 1.1.

Figura 4-4: Métodos para estimar la deformación en amonoideos, A) Método de Blake,

donde se aproxima visualmente el eje de deformación. B) Método de Tan, basado en las

medidas angulares de las espirales que luego son graficadas y comparan curvas

estándar para la determinación de la deformación.

La cuantificación de la deformación a través de la restauración de amonoideos

deformados, permite definir las direcciones de una elipse paralela a la estratificación en

capas del cretácico inferior (Formación Macanal). Inicialmente, se adquirieron fotografías

de amonoideos en los planos estructurales de la unidad. Luego se retro-deformaron

creando las elipses por medio del programa Japhy 1.1 (Rocha 2003; Rocha & Días

2005), Con los parámetros analizados se evalúa la deformación con respecto a la

estratificación y se mide el grado de acortamiento, suponiendo una deformación plana y

volumen constante se hace la siguiente aproximación:

Parámetros Analizados

- (α): Ángulo de apertura

original de la concha

- (ᶿ): Espirales deformadas,

- (ᵝ) Dirección intersección

entre el clivaje y estratificación

- (k) Factor de aumento de la

concha

- (R) Deformación



Teniendo en cuenta el plano que contiene a la amonita R (yz) (Figura 4-1.G). Si Y es el

eje mayor de la elipse, Z el eje menor de esta y X el eje vertical, se tiente X*Y*Z = 1.

La deformación R(yz) = Y/Z. suponiendo que Y=1 y reemplazando en la ecuación, se

tiene que Z=1/R.

La elongación (e) se define como e= [(Lf-Lo)/Lo]*100. Obteniendo estas longitudes del

eje Z y el eje Y, se puede hacer una evaluación preliminar del acortamiento sufrido por la

roca en la sección estructural teniendo en cuenta el plano de estratificación.

4.3 Modelo Estructural

Para la elaboración del modelo estructural, se integró la cartografía geológica existente

con una revisión de campo, se realizaron transectas estructurales para la adquisición de

la información estructural y se utilizó el modelo de Tri Shear ya que este modelo puede

ser aplicado tanto para rasgos de tectónica de piel gruesa (fallas que involucran

basamento) como de piel delgada, replicando la variabilidad en la curvatura de los

pliegues, pliegues con superficies apretadas, cambios de espesor de las unidades y

patrones complicados de deformaciones heterogéneas (Figura 4-5); (Allmendinger, et al.

2004, Erslev, 1991).

El modelo estructural se realizó en el programa FaultFoldForward v6. (Allmendinger,

2012), el cual permite tener en cuenta variables que controlan la geometría del pliegue

como: variación en la inclinación del plano de falla, desplazamiento de la falla, variación

del ángulo apical de Tri-shear, relación de propagación/desplazamiento (P/S) (Figura 4-5

y Figura 4-6). El modelo estructural permite comparar las deformaciones medidas en

campo con las elipsoides de deformación reproducidas en el modelo teniendo en cuenta

la deformación en las diferentes posiciones estructurales de los anticlinales de

Guayabetal y Buenavista.



Figura 4-5: Diagrama esquemático del modelo Tri-shear. Modos de nucleación y

propagación de una falla. (Allmendinger, et al. 2004). A) propagación de un despegue. B)

Propagación de una falla preexistente reactivada. C) Propagación de una fractura inicial.

D) Elaboración del modelo de plegamiento Tri-shear y parámetros utilizados en los

pliegues de Guayabetal y Buenavista.

Los pliegues por propagación de falla muestran geometrías que se relacionan con la

variación del parámetro Propagación/Desplazamiento (P/S), generando los modelos

geométricos de la Figura 4-6. a) Pliegues de despegue, con valores de P/S= 0. b)

Pliegues tipo Tri Shear por propagación de falla, valores bajos de P/S. c) Pliegues

relacionados a fallas con valores altos de P/S = >10. Valores negativos de P/S

combinados con valores negativos de desplazamiento, generan fallas normales. d)

modelo de pliegues por propagación de falla.

Figura 4-6: (a, b, c). Secciones transversales que ilustran la importancia de la relación

(P/S), (Allmendinger, et al. 2004). d) Modelos de plegamiento. 1) Modelo geométrico de

bandas tipo kink. 2) Modelo de pliegues relacionados a fallas. 3) Modelo de fallas

inversas. 4) Modelo de fallas normales. (Erslev, 1991).

1 D 2

3 4



5. DATOS Y RESULTADOS

Se presentan los resultados de las deformaciones medidas en afloramientos

conglomeráticos y en fósiles marcadores de deformación. Inicialmente, se presenta el

desarrollo del método Fry con los programas de Waldron & Wallace, (2007) en imágenes

de capas conglomeráticas del Grupo Farallones y la retro-deformación de amonitas de la

Formación Macanal en Japhy 1.1. (Rocha 2003; Rocha & Días, 2005), finalmente se

realiza el modelo estructural de Tri-Shear (Allmendinger, 2012). Estos resultados son la

base para la integración y análisis de la deformación en la sección transversal de los

anticlinales de Guayabetal y Buenavista en el Piedemonte Llanero.

Los afloramientos estudiados se encuentran localizados en diferentes secciones

transversales realizadas a lo largo del Anticlinal de Farallones, el cual corresponde con

un pliegue asimétrico con el flanco SE más inclinado, incluso a invertido. Presenta un

cabeceo hacia el norte y un relevo con salto izquierdo con el cabeceo SE del Anticlinal de

Santa María, el cual se extiende en dirección NE. Este relevo es consistente con el relevo

que presentan las Fallas de Toquiza y La Esmeralda, localizadas en los flancos normales

de las estructuras.

5.1 Análisis de Deformaciones y Método Fry en Conglomerados del Grupo Farallones

La información adquirida fue procesada aplicando el método normalizado de Fry en

capas conglomeráticas del Grupo Farallones. Se analizaron un total 29 afloramientos en

los que se determinaron los parámetros de deformación en los planos R (xz) y R (yz);

también se determinó el porcentaje de acortamiento (Tabla 5-2). La compilación de los

datos muestra una variabilidad entre los resultados de deformación en conglomerados,

los cuales oscilan entre R=1.1 y R= 2.4.



Tabla 5-2: Resultados del análisis de deformaciones con la aplicación del método Fry y

calculo del acortamiento en capas conglomeráticas del Grupo Farallones.

Los valores cambian de acuerdo a la forma y orientación de la elipse de deformación, en

una posición estructural determinada. También se presentan los valores de orientación

del eje mayor de la elipse (phi), los cuales se interpretan con respecto a la estratificación,

teniendo en cuenta el ángulo entre la dirección de la deformación y la estratificación (So).

Estación Sección Dir. Buz.

Buz. Coordenada

Este Coordenada

Norte FryJFit

(Rs) FryJFit (Phi)

Eje Z (Ryz)

Elongación (e)

AF. 1 Río Bata 115 75 1030794 1089683 1.8 49 0.75 25.46

AF. 2 Río Bata 115 75 1030794 1089683 2.42 50 0.64 35.72

AF. 3 Río Bata 110 80 1031660 1089408 2.2 40 0.67 32.58

AF. 4 Río Bata 110 80 1031660 1089408 1.08 120 0.96 3.77

AF. 5 Río Bata 142 90 1031010 1089572 1.8 135 0.75 25.46

AF. 6 Río Bata 135 85 1031858 1089454 1.19 125 0.92 8.33

AF. 7 Río Bata 150 85 1030573 1089810 1.4 130 0.85 15.48

AF. 8 Río Bata 150 85 1030573 1089810 2.32 140 0.66 34.35

AF. 9 Río Bata 135 80 1032688 1089317 1.4 70 0.85 15.48

AF. 10 Río Bata 135 80 1032688 1089317 1.4 50 0.85 15.48

AF. 11 Río Bata 110 80 1031660 1089408 1.8 35 0.75 25.46

RG1 Río Gazamumo 115 50 1072645 991609 1.8 55 0.75 25.46

RT Río Trompetas 120 65 1012266 1078590 2.2 40 0.67 32.58

RT1 Río Trompetas 120 65 1012266 1078590 1.8 - 0.75 25.46

RT2 Río Trompetas 125 80 1013869 1079573 1.4 - 0.85 15.48

RT3 Río Trompetas 125 80 1013869 1079573 1.4 120 0.85 15.48

RC1 Río Rucio 120 60 1080348 1017208 1.8 110 0.75 25.46

G1 Guayabetal 175 50 1028402 960419 1.4 50 0.85 15.48

G2 Guayabetal 170 55 1028313 960714 1.4 35 0.85 15.48

G3 Guayabetal 180 50 1028248 960887 1.4 70 0.85 15.48

G4 Guayabetal 350 60 1028225 960832 2.4 80 0.65 35.45

G5 Guayabetal 345 50 1028210 960707 1.8 40 0.75 25.46

RB1 Río Blanco 280 50 1026036 958683 1.4 90 0.85 15.48

RB2 Río Blanco 240 80 1026038 958723 1.8 140 0.75 25.46

RB3 Río Blanco 260 50 1026039 958777 1.1 9 0.95 4.65

RB4 Río Blanco 265 65 1026035 958813 1.4 30 0.85 15.48

RB5 Río Blanco 260 60 1026018 958834 1.8 130 0.75 25.46

RB6 Río Blanco 255 50 1026012 958860 1.4 110 0.85 15.48

RB7 Río Blanco 250 80 1025846 958365 1.8 0 0.75 25.46



Las Figuras 5-1 y 5-2, muestran los afloramientos conglomeráticos analizados, en los

cuales se aplicó una densidad de contraste a la imagen para diferenciar los

componentes de la matriz y así elaborar los diagramas de Fry y Fry Normalizado.


Grupo Farallones en la zona norte, flanco frontal del Anticlinal de Farallones. Localidades

(A-D) Río Bata. (B) Río Gazamumo. (C) Río Trompetas. (Rs): Deformación, (D.F):

Diagrama de Fry y (D.N.F): Diagrama Normalizado de Fry.

A B

D

D.F

D.N.F

D.F

D.N.F

D.F

D.N.F

Rs=1.2

Rs=1.4

Rs=1.8

C

D.F

D.N.F Rs=1.8




Grupo Farallones y Areniscas de Gutiérrez, en la zona sur. Anticlinal de Guayabetal.

(A-B) Puente Quetame – Guayabetal (C-D) Ríos Blanco. (Rs): Deformación, (D.F):

Diagrama de Fry y (D.N.F): Diagrama Normalizado de Fry.

B

C

A

D.F

D.N.F

D.F

D.N.F

D.F

D.N.F

Rs=1.8 Rs=1.8

Rs=1.4

G

D.F

D.N.F Rs=1.4



5.2 Deformación en Amonitas de la Formación Lutitas de Macanal

La compilación de los datos muestra una variabilidad entre los resultados de deformación

en amonoideos, los cuales oscilan entre R=1.1 y R= 2.4. Los valores cambian de acuerdo

a la forma y orientación de la elipse de deformación, con respecto al plano estructural de

la capa en una posición estructural determinada (Tabla 5-3). También se presentan los

valores de orientación del eje mayor de la elipse (B), los cuales se interpretan con

respecto a la estratificación, teniendo en cuenta el ángulo entre la dirección de la

deformación y la estratificación (So). La Figura 5-3 y 5-4, muestra las amonitas retro-

deformadas junto con los parámetros obtenidos en el programa Japhy 1.1. Afloramientos

en la Región del Guavio y Macizo de Quetame.

Tabla 5-3: Resultados de los analisis de deformación y acortamiento de amonoideos de

la Formación Macanal en el frente de deformación del Piedemonte Llanero

Sección Dir. Buz.

Buz. Coordenada

Este Coordenada

Norte Rs B K α n θ

Eje Z (Ryz)

Elongación (e)

R. Guavio 236 25 1063261 1007972 1.4 11 20 84 3.3 0.71 28.57

R. Guavio 236 25 1063261 1007972 1.43 21 19 82.7 2.2 0.70 30.07

R. Guavio 335 40 1066374 1011778 1.2 141 23 83.2 3.2 0.83 16.67

R. Guavio 335 40 1066374 1011778 1.33 -169 16 82.8 3 0.75 24.81

R. Guavio 325 45 1066896 1011230 1.33 9 18 82.5 2.7 0.75 24.81

R. Guavio 325 45 1066896 1011230 1.17 13 30 85 3.3 0.85 14.53

Pte Quetame 1 142 71 1022190 970868 1.63 -1 10 81.2 3.7 0.61 38.65

Pte Quetame 2 138 77 1021181 970762 1.58 110 42 83.4 2.7 0.63 36.71

Pte Quetame 3 138 77 1021181 970762 1 141 23 83.7 3.2 1.00 0.00

Pte Quetame 4 135 72 1023404 970655 1.41 -5 31 83.4 2.7 0.71 29.08

Pte Quetame 5 135 72 1023404 970655 1.6 4 20 84 3.4 0.60 37.05

Pte Quetame 6 132 71 1023537 970833 1.4 4 29 87.6 2.7 0.71 28.57

Pte Quetame 7 132 71 1023537 970833 1.49 183 1 87.3 5 0.67 32.89

Pte Quetame 8 128 75 1022460 970825 1.44 183 1 87.4 5.1 0.69 30.56

Pte Quetame 9 128 75 1022460 970825 1.63 4 12 82.1 2.7 0.61 38.65

Caño Pescado 1 154 39 1040893 950976 1.71 101 32 83.1 2.2 0.58 41.52

Qda Florida 92 85 1048513 956422 1.92 15 27 87.5 2.3 0.44 47.92

Qda Argentina 88 24 1048513 956422 1.1 -204 28 81.3 1.8 0.91 9.09





Guavio en el Piedemonte Llanero.

R.Guavio-1 R.Guavio-2





Figura 5-4: Amonitas deformadas de la Formación Lutitas de Macanal en el programa

Japhy 1.1. (Rocha 2003; Rocha & Días 2005). Las localidades se encuentran en la región

del Macizo de Quetame en el Piedemonte Llanero.

C.Pescado-1 Qda.Argentina-1

P.Quetame-2 P.Quetame-1

Qda.Florida-1 P.Quetame-6

P.Quetame-4 P.Quetame-3



5.3 Modelo Estructural de Tri-Shear

El modelo estructural se elaboró partiendo de una condición inicial en donde se

enmarcan fallas de basamento pre-existentes. Definiendo la presencia de fallas ciegas,

que involucran un plegamiento del basamento (Kammer, 2007), se modelaron los

pliegues anticlinales de Guayabetal y Buenavista, junto con las fallas de basamento pre-

existentes (Fallas de Servita y Mirador) aplicando el modelo de propagación de Tri-Shear

(Erslev, 1991, Allmendinger, 1998).

En el Anticlinal de Guayabetal se utilizó un ángulo apical de Tri-Shear de 56°, con un

plano de falla de 50° y una relación de propagación desplazamiento (P/S) de 1.5,

descartando la propagación de la falla en la cobertera sedimentaria, teniendo como

resultado un anticlinal con flanco frontal verticalizado a invertido, con su flanco normal

poco inclinado, afectado por la falla de Naranjal (Figura 5-5).

Para el modelo del Anticlinal de Buenavista se utilizó un ángulo apical de Tri-Shear de

10°, con un plano de falla de 25° y una relación de propagación desplazamiento (P/S) de

1.8. En este caso la Falla de Mirador fue interpretada como una falla unida a la falla

reactivada de Servita, por lo que se define como una sucesión en secuencia que pudo

ser originada en el basamento, el pliegue obtenido muestra un anticlinal con flanco frontal

invertido y su flanco normal de bajo ángulo (Figura 5-5).

En el modelo se observa un cambio de espesor en las unidades, se presenta una

disminución de los espesores hacia los flancos frontales de las estructuras; mientras que

en los sinclinales adyacentes y en los flancos normales se observa un aumento del

espesor en las mismas unidades. Las evidencias observadas en campo, relacionadas

con la deformación por deslizamiento de capa por capa en los flancos frontales de las

estructuras, no son tenidas en cuenta en la elaboración del modelo de Tri-Shear.



Figura 5-5: Modelo estructural, de los pliegues del frente de deformación del Piedemonte

Llanero (Anticlinales de Guayabetal y Buenavista), A) Modelo de Tri-Shear. Teniendo

como resultante los pliegues modelados. B) Reconstrucción esquemática de la sección

con las fallas de basamento pre-existentes. C) Elaboración del modelo de Tri-Shear.

SE NW

0 km 10 Km

56°

10°

0

-2

-4

-6

(Km

)

-8

25 Km 0 Km

0

-8

-16

(Km

SE NW

A.

B.

LEYENDA GEOLÓGICA

Cenozoico

Parámetros:

-< Tri-Shear = 56° -Plano de Falla = 50° -P/s = 1.5

Parámetros:

-< Tri-Shear = 10° -Plano de Falla = 23° -P/s = 1.8

C.



6. DISCUSIÓN DE RESULTADOS

De acuerdo con los resultados, se presentan aquí, las evidencias de los dominios de

deformación medidos en conglomerados y amonitas en el frente de deformación del

Piedemonte Llanero. Inicialmente se presentan algunos de los modelos regionales en los

que se ha evaluado y caracterizado la deformación (Mora et al. 2013, Kammer et al.

2009), los cuales enmarcan el contexto regional del presente trabajo (Figuras 6-1 y 6-2).

Seguido de esto se interpretan las deformaciones, que son graficadas en el mapa

geológico regional en donde se resaltan las direcciones de alargamiento (phi) y los

parámetros de las elipses de deformación (R), como base para la elaboración del

modelo que contempla elipses de deformación calculadas tanto para el mapa de

deformaciones como para la sección estructural. Se realiza la descomposición de la

deformación entre los elementos estructurales presentes y su interpretación en una

sección estructural a lo largo de los anticlinales de Guayabetal y Buenavista, con

modelamiento Tri-Shear (Allmendinger, 1998), en el que se incorporan las deformaciones

medidas en afloramientos de campo con las elipses modeladas (Figura 6-3).

6.1 Modelos Regionales de Deformación y Estratigrafía Mecánica del Piedemonte Llanero

En el contexto regional la Cordillera Oriental constituye un graben invertido con un patrón

de deformación de un cinturón de cabalgamiento deformado. Estructuras como pliegues

de despegue en las unidades sedimentarias de longitudes de onda menores y

estructuras plegadas mucho más grandes que involucran fallas de basamento, como el

Anticlinal de Farallones y Falla de Servita, presentan profundidades de más de 15 km

(Mora et al. 2006, Mora et al. 2013).



El frente de deformación del anticlinal de Farallones muestra un fuerte basculamiento con

un flanco verticalizado, siguiendo el trazo de las Fallas de Servita y Santa María. En la

Región del Guavio se ha documentado una tectónica de colapso con fallas normales y

deslizamiento entre capas que acomodan la deformación (Espitia, 2014); también se han

adaptado geometrías de plegamiento con el modelo de Tri-Shear; con acortamientos

entre un 10% a 15% por pliegues de segundo orden y deformación dúctil del basamento

y de un 25% con la deformación de los frentes de cabalgamiento (Kammer, 2009).

Figura 6-1: Modelo de deformación de la Región del Guavio (Espitia, 2014), con la

sección estructural (C-C´) y modelos de Tri-Shear en el Anticlinal de Farallones

(Kammer, 2009).



En estructuras como el Anticlinal de Río Blanco, localizado en el margen occidental del

anticlinal de Guayabetal, análisis de deformaciones aplicando el método Fry en el flanco

frontal han establecido valores de elipses calculadas entre 1.23 y 1.7 en las unidades del

cretácico basal, las relaciones de clivaje y lineación de intersección con el eje del pliegue

evidencian plegamiento y deformación penetrativa durante la misma fase de

deformación, los valores máximos de acortamiento son de 20% por deformación dúctil

(Mora et al. 2013). También se ilustra la formación de un pliegue de flanco invertido que

involucra basamento. Con un Sistema de fallas normales y plegamiento que involucra

basamento asociado a la contracción del sistema y a la reactivación de fallas normales.

Finalmente se genera un rompimiento del flanco frontal con el aumento en el

acortamiento (Tamara, 2008) (Figura 6-2.B).

Figura 6-2: A) Modelo estructural del Anticlinal de Río Blanco con valores calculados de

elipses de deformación aplicando el método Fry (Mora et al. 2013). B) Esquema en el

que se ilustra la formación de un pliegue de flanco invertido que involucra basamento a lo

largo del Anticlinal de Buenavista (Tamara, 2008).

A B



Durante la deformación y procesos de plegamiento de multicapas, las unidades

manifiestan comportamientos reológicos típicos de deformaciones, dúctiles y frágiles;

esta situación determina la generación de pliegues típicos en secuencias inter-laminadas

de las rocas sedimentarias, así como, el desarrollo de fracturamiento y de clivaje.

Figura 6-3: Comparaciones litológicas generalizadas para las diferentes secciones de la

cordillera Oriental, Cáqueza –Guayabetal, Chingaza y San Juanito (Mora, et al. 1999).

En el área se presenta la secuencia Paleozoica como un nivel estructural inferior

compuesta por las Formaciones Areniscas de Gutiérrez y Capas Rojas del Guatiquía; y

la secuencia del cretácico basal como el nivel estructural superior, compuesta por la

Formación Lutitas de Macanal. Estas unidades litológicas afloran en la región de los

Anticlinales de Guayabetal y Farallones en el piedemonte llanero.



6.2 Análisis de la Deformación Tectónica y su Relación con el Modelo Estructural del Frente de Deformación del Piedemonte Llanero

En el área de estudio la deformación es controlada por las Fallas de Servita, Mirador y

Santa María y se distribuye a lo largo de anticlinales con flancos frontales invertidos y

flancos traseros normales en los niveles estratigráficos superiores. La descomposición de

la deformación se presenta desde escalas microscópicas a regionales, en el contexto

regional, se encuentra controlada por zonas de debilidad pre-existentes y por la

competencia de contraste o el comportamiento reológico de las rocas (Carreras et al.

2013). Localmente se presenta una deformación interna, que involucra rotación y

aplanamiento de la fábrica sedimentaria, que adsorbe el acortamiento.

En la zona norte, en el frente de deformación del Anticlinal de Farallones – Santamaría

se caracterizó la deformación con mediciones realizadas en conglomerados. El mapa de

deformaciones ilustra la localización de los afloramientos estudiados, con valores de

R (yz) y direcciones del ángulo (phi) encontradas (Figura 6-4), estos valores son

analizados, teniendo en cuenta el plano YZ de la elipse de deformación y comparándolo

con respecto a la estratificación.

En el flanco frontal los dominios de deformación en el plano XZ se presentan entre

R(xz)=1.2 y R(xz)=1.8, mientras que los valores calculados para el plano YZ se

encuentran entre R(yz)=0.62 y R(yz)=0.92 evidenciando el valor calculado para el eje

intermedio de la elipse de deformación (Figura 6-4). Para el flanco normal de la

estructura, se registran deformaciones en amonoideos en el plano YZ con dominios entre

R(yz)=1.2 y R(yz)=1.4, y direcciones de alargamiento NE-SW de la elipse de

deformación, siguiendo las direcciones de las estructuras plegadas , esta dirección de

alargamiento es paralela con la dirección del clivaje penetrativo.

En el área se presenta la falla de La Esmeralda que representa un control estructural,

mediante acomodación de la deformación con desarrollo de fallas normales en las

unidades Mesozoicas, se presenta un acortamiento por plegamiento factor que muestra

una deformación generalizada. Estos resultados evidencian que la deformación se

presenta con dominios de mayor intensidad en el flanco verticalizado del anticlinal

presentando una relación con la dirección del trazo de la falla de Santamaría (Figura 6-4).



Figura 6-4: Mapa geológico del frente de deformación del Anticlinal de Farallones, con

los dominios de deformación en conglomerados ( ) Paleozoicos y en amonitas ( )

de la Formación Macanal; teniendo en cuenta el plano R (yz) de la elipse de

deformación. En la Figura 3-2.A, se localiza el área en el contexto regional.



En la zona sur (Figuras 6-5 y 3-2.B), la deformación se encuentra controlada por las

fallas de Servita y Buenavista; las cuales llegan a ser reactivadas en un ambiente

tectónico transpresivo con dirección SW-NE (Kammer, et al. 1997, Mora, 2006). Los

análisis de deformación con el método Fry en capas conglomeráticas del Grupo

Farallones en el anticlinal de Guayabetal, muestran valores en el plano XZ entre

R(xz)=1.1 a R(xz)=1.8, mientras que los valores en el plano YZ se presentan entre

R(yz)= 0.65 y R(yz)=0.98; representando el valor calculado para el eje intermedio de la

elipse de deformación.

Las direcciones con ejes de alargamiento del eje mayor son oblicuas a ortogonales con

respecto a la estratificación. Adicionalmente, las amonitas deformadas de la Formación

Lutitas de Macanal, en el flanco normal de la estructura, presentan deformaciones bajas

para el plano YZ de la elipse de deformación, con valores de R(yz)=1 a R(yz)=1.5, y

direcciones de alargamiento predominantemente N-S y en algunos casos SW-NE

evidenciada por el desarrollo de un clivaje penetrativo y controladas por la rotación de las

estructuras plegadas en direcciones N-S y NW-SE (Figura 6-5).

Las deformaciones en los Anticlinales de Guayabetal y Buenavista se presentan con

dominios de mayor intensidad en los flancos verticalizados a invertidos, con el eje mayor

del elipsoide perpendicular a la estratificación. En los flancos poco inclinados o normales

se evidencian deformaciones incipientes a muy bajas, caracterizadas por amonoideos

poco deformados y desarrollo de clivaje transversal en capas poco inclinadas (Kammer,

2007, Tamara, 2008).

Analizando las deformaciones encontradas en un sistema de coordenadas X, Y y Z, en

los planos R (xz) en conglomerados y R (yz) en amonitas y teniendo en cuenta una

deformación plana con volumen constante, se puede determinar una relación entre las

direcciones de alargamiento, la estratificación y el clivaje. En los flancos frontales de los

anticlinales las deformaciones en los conglomerados presentan una dirección de

alargamiento (x) oblicua a ortogonal con respecto a la estratificación, mientras que el eje

corto (z) es paralelo, presentando un clivaje oblicuo a la estratificación (Figura 6-6).



Figura 6-5: Mapa geológico del frente de deformación de los Anticlinales de Buenavista

y Guayabetal, con los dominios de deformación en conglomerados ( ) Paleozoicos y

amonitas ( ) de la Formación Macanal, teniendo en cuenta el plano R (yz) de la elipse

de deformación. También se presenta la sección A-A´ en donde se realizó el modelo

estructural. En la Figura 3-2.B, se localiza el área en el contexto regional.



Fotografía 1. Anticlinal de Farallones, con el Grupo Farallones en el núcleo y su flanco

frontal verticalizado en el área de Medina.

Fotografía 2. Anticlinal de Guayabetal, con el Grupo Farallones en el núcleo y su flanco

frontal verticalizado en el área de Río Blanco – Guayabetal.

La deformación entre las dos unidades no se puede relacionar directamente, ya que cada

marcador representa un plano diferente del elipsoide de deformación. Las diferencias

litológicas entre los intervalos estratigráficos estudiados (Fm Macanal y Gr. Farallones),

marcan diferentes dominios de deformación controlados por una estratigrafía mecánica.

Para las unidades de los niveles estructurales inferiores (Gr. Farallones) se presentan

litologías de conglomerados polimícticos con cantos de cuarcitas, filitas y cuarzoarenitas

finas; en una matriz de cuarzoarenitas finas a medias, compactas, con alto grado de

dureza; esta unidad presenta deformación frágil con desarrollo de fracturamiento

NW SE

SW NE



principalmente. Para el caso del nivel estructural superior (Fm. Macanal) se presentan

capas arcillosas con intercalaciones de cuarzoarenitas de grano fino y limolitas, con una

deformación de tipo frágil-dúctil; presentando un acortamiento homogéneo debido al

desarrollo de pliegues y de clivaje tectónico (Fotografía 3), (Figura 6-6).

Fotografía 3. Comparaciones litológicas y deformaciones en afloramientos del Gr.

Farallones y la Fm. Lutitas de Macanal. A) Conglomerados de las Capas Rojas del

Guatiquía con desarrollo de venas de cuarzo. B) Conglomerados matriz soportados de

las Areniscas de Gutiérrez. C) Capas Rojas del Guatiquía en el río Bata. D) Pliegues de

segundo orden en la formación Lutitas de Macanal C) Pliegue sinclinal asimétrico.

NW SE

NW SE



Figura 6-6: Modelo esquemático de los dominios de deformación relacionados con el

plegamiento y la estratificación, teniendo en cuenta el escarpe y el plano estructural de

las capas, en los planos R (xz) en conglomerados y R (yz) en amonoideos.

En los flancos normales de los pliegues se presentan direcciones de alargamiento

aparente con direcciones NE-SW a N-S en amonoideos, paralelas a las direcciones de

clivaje, con un acortamiento paralelo a la estratificación; en el flanco normal del anticlinal

de Buenavista se presentan direcciones NE-SW, estableciendo una relación con el estilo

estructural de la falla de Mirador y el eje axial del anticlinal. (Figura 6-6).

Las condiciones tectónicas regionales, permitieron establecer la reactivación de las fallas

de Servita y Mirador, generando un desnivel estructural en este frente de deformación

(Mora, 2006, Kammer, et al. 1997, Tamara, 2008), con dos bloques de basamento

limitados por las fallas de Servita y Mirador cuyo rumbo general es NE-SW, las cuales

han sido reactivadas, con una cobertera cretácica dúctil, cuya deformación responde a

estructuras que combinan plegamiento y fallamiento (Figura 6-7).

Teniendo en cuenta el modelo estructural de Tri-Shear (Figura 6-7) la falla de Mirador se

presenta como una estructura de escape poco inclinada, que corta la cobertera

sedimentaria, mientras que la falla de Servita genera un desnivel estructural implicando

un modelo con cambios de espesor y modelamiento con deslizamiento flexural de capa

por capa, evidente en los flancos invertidos donde se presenta una mayor deformación.

Lo cual indica que el modelo de Tri-Shear presenta limitaciones a la hora de explicar

estos comportamientos durante las etapas de plegamiento y fallamiento de las unidades.

Deformaciones

Plano R (xz)

Deformaciones

Plano R (yz)

Clivaje

x

y

z



Figura 6-7: Modelo estructural Tri-Shear de los Anticlinales de Guayabetal y Buenavista,

con la integración de las deformaciones medidas y las elipses modeladas en

FaultFoldForward v6. La gráfica compara valores de deformación a lo largo de la

sección estructural.

1.2 1.4 1.5 1.1

1.5 1.8 2.4

1.8 1.5 1.3 1.4 2.2

Defo

rmació

n (

Rs)

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

3.5

4

5 10 15 20 25 30 35 40 45 50

Def. Modeladas

Def. Medidas

Cenozoico

Defo

rmació

n (

Rs)

(Km)

4



Se discute la viabilidad del modelo de Tri-Shear con respecto a las deformaciones

modeladas y a las deformaciones medidas en campo, en las posiciones estructurales del

pliegue, teniendo en cuenta el plano R (xz). Los valores obtenidos en el modelo Tri-

Shear muestran deformaciones entre R= 1.7 y R= 3.5 en los flancos invertidos de las

estructuras, mientras que en los flancos normales presentan valores de deformación

alrededor de R=1 – 1.5, comparando estos valores con las deformaciones obtenidas a

partir del método Fry, se observa una diferencia entre los valores obtenidos. La relación

se puede presentar teniendo en cuenta el dominio de la deformación y su relación con la

posición estructural en los pliegues, demostrando zonas con dominios altos de

deformación en los flancos verticales a invertidos y zonas con dominios bajos de

deformación en los flancos normales. (Figura 6-7).

Los acortamientos medidos en conglomerados sobre el plano R (xz), se encuentran entre

un 15% y 30% con algunos valores superiores, mientras que en los amonoideos sobre el

plano R (yz) se tienen acortamientos con valores variables entre 10% y 40% (Tablas 5-2

y 5-3). Estos valores son mayores a los registrados por (Kammer 2009) y (Mora et al

2013) en donde registran acortamientos entre un 20% y 25% (Figura 6-1 & Figura 6-2).

Lo cual puede corresponder con fenómenos locales de deformación o por el

comportamiento reológico de las unidades estudiadas.

La dirección de acortamiento en el área varía de NW-SE a E-W y se relaciona con la

evolución estructural del Piedemonte Llanero, lo que permite plantear la posibilidad de

presentar una variación en las trayectorias de deformación siguiendo el rumbo de las

estructuras; definiendo un plegamiento y una deformación penetrativa durante una

misma fase de deformación, tal como se registra en el flanco frontal del Anticlinal de río

Blanco de acuerdo con el modelo propuesto por (Mora et al. 2013).

La deformación en este frente de cabalgamiento es altamente heterogénea. Se tienen

contrastes entre los valores de deformación de acuerdo con la posición estructural,

respondiendo a los cambios de las propiedades reológicas de las unidades y a la

anisotropía pre-existente. La presencia de planos de discontinuidad como fallas

reactivadas controlan el carácter de la deformación, determinando la geometría del

plegamiento y el dominio de la deformación, generando estructuras que combinan

rotación y aplanamiento.



7. CONCLUSIONES

Los diagramas normalizados de Fry definen la mejor solución del elipsoide de

deformación. Las mediciones realizadas en el Grupo Farallones en los anticlinales de

Guayabetal y Farallones-Santa María varían entre R=1.1 y R=2.2, Mientras que valores

de amonitas deformadas en la Fm. Lutitas de Macanal varían entre R= 1 y R= 2.2.

Las zonas con dominios de mayor deformación se presentan en los flancos verticales a

invertidos de las estructuras, los cuales se encuentran delimitadas por las fallas de

Servita, Mirador y Santa María. Mientras que hacia los flancos normales se presentan

dominios con menor deformación. La deformación interna de la roca absorbe el

acortamiento y genera estructuras con deformación por aplanamiento y rotación.

El desarrollo del método Fry permite determinar el elipsoide de deformación, teniendo en

cuenta sus ejes mayor y menor y la orientación del ángulo (phi). Se pueden presentar

limitaciones relacionadas con variaciones en la composición, formas y tamaños de los

cantos, el grado de selección del conglomerado, contraste en competencia con la matriz,

cambios de volumen relacionados con la deformación y la posibilidad de encontrar

sobreimposición de deformaciones y orientaciones por procesos sedimentarios.

En los conglomerados se definió el eje mayor R(xz) del elipsoide perpendicular a la

estratificación y el eje corto R(yz) paralelo. Se determinó un acortamiento estimado entre

el 15% y 30%, el cual es perpendicular al clivaje. En los amonoideos se presenta el eje

mayor R(yz) paralelo al clivaje y un acortamiento medido entre el 10% y 40%, el cual es

paralelo a la estratificación.

Se realizó el modelo estructural de Tri-Shear, en los anticlinales de Guyabetal y

Buenavista, segmentados por fallas de basamento (Servita y Mirador) reactivadas

durante la exhumación de la Cordillera. Se interpretaron las deformaciones medidas con

el método Fry con respecto a las elipses modeladas en Tri-Shear, determinando

correspondencia entre las trayectorias de deformación con una variación entre los

valores obtenidos.



Bibliografía

ABRAMOFF, M.D.; MAGALHÃES, PAULO J.; RAM, SUNANDA J. 2004. Image Processing with Image J. Biophotonics international, volume: 11, issue: 7, pp. 36 - 42 ALLMENDINGER, R. 2012. FaultFoldForward Modeling 6.2.0. ALLMENDIGER, R. ZAPATA, T. MANCEDA, R. DZELALIJA, F. 2004. Trishear Kinematic Modeling of Structures, with Examples from the Neuque´n Basin, Argentina. in K. R. McClay, ed., Thrust tectonics and hydrocarbon systems: AAPG Memoir 82, p. 356– 371. ALLMENDINGER R.W., 1998. Inverse and forward numerical modelling of trishear fault propagation folds. Tectonics, Vol 17. No. 4. Pp. 640-656. ARCILLA, M. MUÑOZ, A. & DE VICENTE G. 2000. Present-Day Stress Map in the North-Andes Blok. Mapa de Esfuerzos Actuales en el Bloque Norte de los Andes. 2da. Asamblea Hispano Portuguesa de Geodesia y Geofísica. BLAKE, J.F., 1878, On the measurements of the curves formed by cephalopods and other mollusks: Philosophical Magazine, v. 5, p. 241–262 BRANQUET, Y. CHEILLETZ, A. COBBOLD, P.R. BABY, P. LAUMONIER, B. GIULIANI, G. 2002. Andean Deformation an rift inversion, eastern edge of Cordillera Oriental (Guateque – Medina area), Colombia. Journal of South American Earth Sciences. 15. Pp 391 – 407. BÜRGL, H. 1958. El Jurásico e Infracretáceo del río Batá. Boletín Geológico. Instituto Geológico Nacional, Vol. VI, Nº 43, p. 137-191. Bogotá. BÜRGL, H. 1961. Historia Geológica de Colombia. Rev. Acd. Col. Cien. Exact. Fis. Y Nat., Vol. 9, Nº43, p. 37-191. Bogotá. COLLETTA, B., HEBRARD, F., LETOUZEY, J., WERNER, P., RUDKIEWICZ, J.-L., 1990. Tectonic and crustal structure of the Eastern Cordillera (Colombia) from a balanced cross-section. In: Letouzey, J., (Ed.), Petroleum and tectonics in mobile belts, Editions Technip, Paris, France, pp. 80–100. COOPER, M. A., ADDISON, F. T., ÁLVAREZ, R., CORAL, M., GRAHAM, R. H., HAYWARD, S. H., MARTÍNEZ, J., NAAR, J., PEÑAS, R., PULHAM, A. J., AND TABORDA, A., 1995, Basin development and tectonic history of the Llanos Basin, Eastern Cordillera, and Middle Magdalena Valley, Colombia: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 79, no. 10, p. 1421-1443. CORREDOR, F., 2003, Eastward extent of the late Eocene–early Oligocene onset of deformation across the northern Andes: Constraints from the northern portion of the Eastern Cordillera fold belt, Colombia: Journal of South American Earth Sciences, v. 16, no. 6, p. 445–457,



CORTES, M., COLLETA, B. & ANGELIER J. 2006. Structure and tectonics of the central segment of the Eastern Cordillera of Colombia. Journal of South American Earth Sciences, v. 21, no. 6, p. 437–465. CORTES, M. & ANGELIER J. 2005. Current States of Stress in the Northern Andes as indicated By Focal Mechanisms of Earthquakes. Tectonophysics 403. Pp 29-58. DIMATE, C., RIVERA, L.A., TABOADA A., BERTRAND, D., OSORIO, A., JIMENEZ, E., FENZALIDA, A., CISTERNAS A., & GOMEZ I. 2003. The 19 January 1995 Tauramena (Colombia) Earthquake; Geometry and Stress Regime. Tectonophysics 363. Pp 159-180. DENGO, C.A., AND COVEY, M.C., 1993, Structure of the Eastern Cordillera of Colombia: Implications for trap styles and regional tectonics: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 77, no. 8, p. 1315–1337 DORADO, J. & MOJICA, J. (1987): El Jurásico anterior a los movimientos intermalmicos en los Andes Colombianos, VOLKHEIMER, W. & MUSSACCHIO, E., eds. Bioestratigrafía de los Sistemas regionales del Jurásico y Cretácico de América del Sur, p. 49-110, I.G.C.P., Mendoza, Argentina. DUQUE-CARO, H., 1990, The Choco block in the northwestern corner of South America: Structural, tectonostratigraphic and paleogeographic implications: Journal of South American Earth Sciences, v. 3, p. 71–84, DUNNE, W.N., ONASCH, C.M., WILLIAMS, R.T., 1990. The Problem of Strain marker Centers and the Fry Method. Journal of Structural Geology 12, Pp 933 – 938. ERSLEV. E. 1991. Tri-shear fault-propagation folding. Geology V. 19. P 617 – 620. ERSLEV E.A. 1988 Normalized center to center strain analysis of packed aggregates. Journal of Structural Geology 10. Pp 201-209. ESPITIA S. W. 2014. Evolución Térmica y Tectónica en Dos Áreas Piloto del Guavio y Fómeque, en el Flanco Este de la Cordillera Oriental. Tesis de Maestría. Universidad Nacional de Colombia. FABRE, A., 1985. Estratigrafía de la Sierra Nevada del Cocuy, Boyacá y Arauca. Cordillera Oriental (Colombia): Geología Norandina, v. 4, p. 3-12. FABRE, A. 1983. The subsidence of the Cocuy Basin Colombian Eastern Cordillera during the Cretaceous and Lower Tertiary, Geología Norandina, Bogotá (Colombia), pp. 21-27, 49-61. FRY, N., 1979. Random point distributions and strain measurement in rocks. Tectonophysics 60. Pp 89-105. GUERRERO. J. 2002. A proposal on the classification of System Tracts: Application to the allostratigraphic and sequence stratigraphy of the cretaceous Colombian Basin. Part 1: Berriasian to Hauterivian, “Geología Colombiana No 27, Págs - 3- 25.



GUERRERO. J. 2002. A proposal on the classification of System Tracts: Application to the allostratigraphic and sequence stratigraphy of the cretaceous Colombian Basin. Part2: Barremian to Maastrichtian, “Geología Colombiana No 27, Págs – 27-49. HETTNER. 1892. Die Kordillere von Bogota. Peterm Nitt. Erg – Bd, Heft N. 104, 131. Pag. 9. HORTON B. SAYLOR J., NIE J., MORA A., PARRA M., REYES A. & STOCKLI D. 2010. Linking sedimentation in the northern Andes to basement configuration, Mesozoic extension, and Cenozoic shortening: Evidence from detrital zircon U-Pb ages, Eastern Cordillera, Colombia. Geological Society of America 122, 1423- 1442. INGEOMINAS. 2008. Geología y memoria explicativa del cinturón esmeraldífero oriental planchas 210, 229 y 228. Escala 1:100.000. JIMÉNEZ, D., JULIANI, C., CORDANI, U. 2006. P-T Conditions of high grade metamorphic rocks of the Garzon Massif, Andean Basement, SE Colombia. Journal of Suth American Earth Sciences. Vol. 21 Pp. 372-382. KAMMER, A., AND SÁNCHEZ, J., 2006, Early Jurassic rift structures associated with the Soapaga and Boyacá Faults of the Eastern Cordillera, Colombia: Sedimentological inferences and regional implications: Journal of South American Earth Sciences, v. 21, no. 4, p. 412-422. KAMMER, A., TAMARA, J., BELTRAN, A., & ROBLES, W., 2007. Pliegues Sobrepuestos en el Anticlinal de Buenavista. Piedemonte Llanero. Boletín de Geología UIS V 29. No. 2 p. 85-93. KUMAR R. SRIVASTAVA D & OJHA A. 2014. A comparison of the methods for objective strain estimation from the Fry plots. Journal of Structural Geology. Vol 63. 76-90. LISLE RICHARD, 2010. Strain analysis from point fabric patterns: An objective variant of the Fry method. Journal of Structural Geology 32. Pp 975-981. MARTÍNEZ J, 2006. Structural Evolution of the Llanos Foothills, Eastern Cordillera, Colombia. Journal of South American Earth Sciences. Vol 21. Pp 510-520. MORA A., Blanco V., Naranjo J., Sanchez N., Ketcham R., Rubiano J., Stockli D., Quintero I., Nemcok M., Horton B., Davila H. 2013. On the lag time between internal strain and basement involved thrust induced exhumation: The case of the Colombian Eastern Cordillera. Journal of Structural Geology. Vol 52. 96-118. MORA, A., PARRA, M., STRECKER M., SOBEL, E., ZEILINGER, G., JARAMILLO, C., FERREIRA, S., Blanco M. 2007. Range front Segmentation and Disparities in foreland deformation: the Eastern Cordillera and the Llanos Foreland Basin, Colombia Geological Society of America. MORA, A., PARRA, M., STRECKER M., KAMMER, A., DIMATÉ, C., RODRIGUEZ, F. 2006. Cenozoic contractional reactivation of Mesozoic extensional Structures in the Eastern Cordillera of Colombia. Tectonics, VOL. 25, 19 p.



MORA, A. & KAMMER, A. 1999. Comparación de los estilos estructurales en la sección entre Bogotá y los Farallones de Medina, Cordillera Oriental de Colombia. Geología Colombiana No. 24. pp. 55 – 82. Bogotá. PARRA, M., MORA, A., JARAMILLO, C., STRECKER, M., SOBEL, E., QUIROZ, L., RUEDA, M,. AND TORRES, V., 2009. Orogenic wedge advance in the northern Andes: Evidence from the Oligocene-Miocene sedimentary record of the Medina Basin, Eastern Cordillera, Colombia. Geological Society of America Bulletin 121. Pp 780 – 800. PARRA, M. 2008. Cenozoic foreland-basin evolution in the northern Andes: insights from thermochronology and basin analysis in the Eastern Cordillera, Colombia. Universität Potsdam PIMPIREV C. T., PATARROYO, P. & SARMIENTO, G. 1992. Stratigraphy and facies analysis of the Cáqueza Group, a sequence of Lower Cretaceous turbidites in the Cordillera Oriental of the Colombian Andes. - Journal of South American Earth Science, v. 5, p. 297-308. PULIDO O. & GÓMEZ I. 2001. Geología de la Plancha 266. Villavicencio. Memoria explicativa y mapa Geológico escala 1:100.000 RAMSAY J. & WOOD D. 1973. The Geometric Effects of Volume Change During Deformation Processes. Tectonophysics, 16. 263-277. RENZONI, G. 1965. Mapa geológico del cuadrángulo L-11 Villavicencio, Colombia. Servicio Geológico Nacional, escala 1:100000, Bogotá. ROCHA, R.C. & DIAS, R., 2005. Finite Strain Analysis in ammonoids, a global approach; Journal of Structural Geology, 27(3), pp.475-479. Rocha 2003 ROCHA, R.C., 2003, http://www.dgeo.uevora.pt/pessoal/rrocha/software. SARMIENTO-ROJAS, L. F., VAN WESS, J. D., AND CLOETINGH, S., 2006, Mesozoic transtensional basin history of the Eastern Cordillera, Colombian Andes: Inferences from tectonic models: Journal of South American Earth Sciences, v. 21, no. 4, p. 383-411. SEGOVIA (A.) & RENZONI (G.), 1965. – Geología del cuadrángulo L-12, Medina, Serv. Geol. Nal. e Invent. Min. Nal., Mapa Geol.. esc. l : 200 000, Bogotá. TABOADA, A., RIVERA, L., FUENZALIDA, A., CISTERNAS, A., PHILIP, H., BIJWAARD, H., OLAYA, J & RIVERA, C. 2000. Geodynamics of the northern Andes: Subductions and intracontinental deformation (Colombia). Tectonics 19. Pp 787 – 813. TAMARA G. J. 2008. Influencia de la Posición Estructural y Estratigráfica en el Desarrollo de los Sistemas de Fracturas en el Anticlinal de Buenavista, Villavicencio, Colombia. Tesis de Maestria. Universidad Nacional de Colombia TAN, B., 1973, Determination of strain ellipses from deformed ammonites: Tectonophysics, v. 16, p. 89–101.



ULLOA, C. & ROGRIGUEZ, E., 1979, Geología del cuadrángulo K-12 (Guateque): Boletín Geológico del Ingeominas, v. V, p. 5-55 VELANDIA F., ACOSTA, J., TERRAZA, R. & VILLEGAS, H., 2005. The Current tectonic motion of the Northern Andes Along the Algeciras Fault System in SW Colombia. Tectonophysics. Vol. 399. Pp. 313 – 329. VILLAMIL, T. 1999. Campanian-Miocene tectonostratigraphy, depocenter evolution and basin development of Colombia and western Venezuela, Paleogeogr. Paleoclimatol. Paleoecol. V. 153, 239 – 275. VINTA SAMPATH, R. & SRIVASTAVA DEEPAK. 2012. Rapid Extraction of central vacancy by image analysis of Fry plots. Journal of Structural Geology. Vol 40. Pp 44-53. WALDRON J.W. & WALLANCE K.D. 2007. Objective fitting of ellipses in the centre to centre Fry method of strain analysis. Journal of Structural Geology 29. Pp 1430-1444.

ANÁLISIS DE DEFORMACIONES Y MODELO ESTRUCTURAL … MSc JORGE... · anÁlisis de deformaciones y...

Documents

Transcript of ANÁLISIS DE DEFORMACIONES Y MODELO ESTRUCTURAL … MSc JORGE... · anÁlisis de deformaciones y...