DISTRIBUCIÓN, FACIES Y EDADDE LAS ROCAS METAMÓRFICASEN COLOMBIA

Por

Mario Maya Sánchez

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INGEOMINAS

INSTITUTO DE INVESTIGACIÓN E INFORMACIÓN GEOCIENTÍFICA,MINERO - AMBIENTAL Y NUCLEAR

MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA

COLOMBIA

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2001

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CONTENIDO

RESUMEN__________________________________ 1

INTRODUCCIÓN ____________________________ 2

DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA ________________ 3

DESCRIPCIÓN DETALLADA DE LAS UNIDADESDEL MAPA METAMÓRFICO __________________ 6

ÁREA AL ORIENTE DE LA FALLAGUAICÁRAMO______________________________ 6

Región de la Guainía ________________________ 6ANb(Pε1,Pε2,Pε4) _________________________ 6PP/EV(Pε4) ______________________________ 6

Macizo de Garzón___________________________ 7G/AN(Pε4)1 ______________________________ 7G/ANm(Pε4)1 ____________________________ 7

Serranía de la Macarena y región suroriental delNudo de los Pastos __________________________ 8

G/AN(Pε4)2 ______________________________ 8

ÁREA ENTRE LAS FALLAS GUAICÁRAMO YOTÚ-PERICOS ______________________________ 9

Macizos de Santander y la Floresta _____________ 9ANb(Pε4,Pz1) ____________________________ 9AN/EV(Pε-Pz1)___________________________ 9AN/EVbm(Pε-Pz1) _______________________ 10EV(Pz1)1 _______________________________ 11

Macizo de Quetame ________________________ 11EV(Pz1)2 _______________________________ 11

Borde Oriental de la Cordillera Central _________ 12AN/G(Pε4) _____________________________ 12EV(Pz1)3 _______________________________ 12

ÁREA ENTRE LA FALLA OTÚ-PERICOS Y LAFALLA CAUCA-ALMAGUER (ROMERAL) -Cordillera Central -___________________________ 13

G/ANm(Pε-Pz) __________________________ 13ANm(Pε-Pz2) ___________________________ 14AN(Pε-K) ______________________________ 15ANb(Pz2,Pz3) ___________________________ 15EVb(Pz2,Pz3)____________________________ 16EVm(Pz2-KT) ___________________________ 17AN/EV(Pz2) ____________________________ 18AN/EV(Pz-TR)__________________________ 18AN/EVm(Pz-KT) ________________________ 20AN(Pz-TR) _____________________________ 23E/EAa(KT) _____________________________ 23C/PP(KT)_______________________________ 24

ÁREA AL OCCIDENTE DE LA FALLA CAUCA-ALMAGUER (ROMERAL) ___________________ 25

Suroccidente de la Cordillera Central, CordilleraOccidental________________________________ 25

C/PP/EV(Kt-Pg)1 ________________________ 25C/PP/EV(Kt-Pg)2 ________________________ 27

Serranía del Baudó _________________________ 28C/PP(Kt-Pg) ____________________________ 28

ÁREA ENTRE LA FALLA DE OCA Y LA FALLASANTA MARTA-BUCARAMANGA(Sierra Nevada de Santa Marta) _________________ 28

Cinturón de la Sierra Nevada _________________ 28G/ANm(Pε4)2 ___________________________ 28AN(Pz) ________________________________ 30

Cinturón de Sevilla_________________________ 30AN(Pz3) _______________________________ 30AN(P) _________________________________ 31

Cinturón de Santa Marta_____________________ 31AN(Kt,Pg)______________________________ 31EVb(Kt,Pg) _____________________________ 32

ÁREA AL NORTE DE LA FALLA DE OCA(Península de la Guajira) ______________________ 33

Sector al oriente de la Falla Simarua ___________ 33ANm(Pz,Pg) ____________________________ 33PP(Kt) _________________________________ 35

Sector al occidente de la Falla Simarua _________ 36EVb(Kt-Pg)_____________________________ 36

AGRADECIMIENTOS _______________________ 37

REFERENCIAS _____________________________ 37

FIGURAS1. Representación esquemática de los grupos de facies y series de fa-cies metamórficas______________________________ 32. Distribución de las áreas geográficas con rocas metamórficas enColombia __________________________________ 5

TABLAS1. Esquema para determinar las facies metamórficas_______ 4

MAPAS1. Mapa Metamórfico de Colombia (en bolsillo)

INDICESIndice de autores__________________________________ 42Indice de localidades_______________________________ 44Indice de materias_________________________________ 46Indice de Unidades de roca__________________________ 51

ANEXODataciones isotópicas rocas metamórficas Colombia_ 43

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DISTRIBUCIÓN, FACIES Y EDADDE LAS ROCAS METAMÓRFICAS

EN COLOMBIA

PorMario Maya Sánchez

RESUMEN

El estado actual del conocimiento sobre las rocas metamórficas en Colombia indica que existe una amplia variedad de rocas en lascuales se reflejan los efectos de eventos geológicos con características de temperatura y presión claramente diferentes entre sí, yque ocurrieron en varios momentos de la historia geológica del borde noroccidental de Suramérica. Este tipo de rocas presentancaracterísticas de las facies ceolita,prehnita-pumpellyta, esquisto verde, anfibolita, granulita, eclogita y esquisto azul, pertene-cientes a metamorfismo de tipos báricos de baja, media y alta relación presión/temperatura, probablemente formadas durante unoo varios eventos de metamorfismo. Los efectos de metamorfismo han sido registrados en Colombia, al menos cuatro veces en elPrecámbrico, tres en el Paleozoico, una vez en el Mesozoico, y un último evento en el Paleógeno.

La distribución actual de estas rocas permite realizar una clasificación en “unidades metamórficas”, cuya definición y descripciónes función de la temperatura, de la presión, y del tiempo de ocurrencia del evento metamórfico. Esta distribución se describe conbase en la separación de seis áreas geográficas limitadas por grandes fallas: 1) al oriente de la Falla Guaicáramo, 2) entre las fallasGuaicáramo y Otú-Pericos, 3) entre la Falla Otú-Pericos y la Falla Cauca-Almaguer (Romeral), 4) al occidente de la Falla Rome-ral, 5) entre las fallas Oca y Santa Marta - Bucaramanga y 6) al norte de la Falla de Oca.

En el área al oriente de la Falla Guaicáramo se presentan tres regiones: la Guainía y el Macizo de Garzón, la Sierra de la Macare-na y el Nudo de los Pastos. La Guainía contiene rocas graníticas de origen anatéctico asociadas a neises migmatíticos con bio-tita y silicatos de aluminio, neises graníticos, cuarcitas, micaesquistos, anfibolitas y neises anfibólicos, con características de la fa-cies anfibolita alta hasta el dominio anatéctico formadas y afectadas por los eventos Transamazónico, Pargüense y Nickeriense, ycuarcitas micáceas, ortocuarcitas, metaconglomerados, esquistos cuarzosos, pizarras y filitas en la facies esquisto verde afectadaspor el evento Nickeriense. En el Macizo de Garzón afloran neises augen de composición granítica hornbléndica-biotítica forma-dos durante el evento magmático Pargüense y afectadas por condiciones de la facies granulita durante el evento Nickeriense, ygranulitas charnoquíticas félsicas, granulitas básicas, neises cuarzo-feldespáticos-migmatíticos, anfibolitas piroxénicas y rocasultramáficas de la facies granulita y anfibolita de presión media formadas durante el Nickeriense y afectadas en el fini-Proterozoico. En el Nudo de los Pastos y la Sierra de la Macarena afloran neises augen con biotita, neises de microclina y micro-pertita, neises hornbléndicos, anfibolitas, esquistos micáceos y migmatitas pertenecientes posiblemente a la facies granulita o an-fibolita, sin presión definida formados probablemente en el Nickeriense.

En el área entre las Fallas Guaicáramo y Otú - Pericos se han hecho tres divisiones: Macizo de Santander y la Floresta, Macizo deQuetame y el borde Oriental de la Cordillera Central. Los macizos de Santander y la Floresta presentan paraneises pelíticos, se-mipelíticos y arenáceos y esquistos cuarzo micáceos en la facies anfibolita de presión baja originados en el Nickeriense, ortonei-ses cuarzo feldespáticos en las facies anfibolita y esquisto verde sin presión definida originados probablemente en la OrogeniaCaledoniana, pizarras, filitas, esquistos micáceos con granate y aluminosilicatos, cuarcitas micáceas, mármoles y metasedimenti-tas en las facies anfibolita y esquisto verde, con una presión que varía de baja a media formadas durante la Orogenia Caledoniana,filitas, pizarras grafíticas y metasedimentitas en condiciones de la facies esquisto verde sin presión definida formadas durante estamisma Orogenia. En el Macizo de Quetame afloran filitas cloríticas, cuarcitas, meta-areniscas y pizarras en la facies de esquistoverde sin presión definida originadas durante la Orogenia Caledoniana. En el borde oriental de la Cordillera Central aflora unfranja discontinua compuesta por neises cuarzo-feldespáticos, anfibólicos y biotíticos formados en la facies anfibolita y local-mente en la facies granulita, sin presión definida, durante el evento Nickeriense, y lutitas pizarrosas, meta-limolitas silíceas, már-moles, meta-areniscas feldespáticas y meta-conglomerados pertenecientes a la facies esquisto verde de baja presión formados du-rante un evento predevónico, probablemente en la Orogenia Caledoniana. En rocas sedimentarias localizadas entre la Falla Guai-cáramo y la Falla Otú-Pericos se ha detectado un metamorfismo de muy bajo grado de edad miocena (Toussaint y Restrepo,1997).

En el área entre la Falla Otú - Pericos y la Falla Cauca - Almaguer (Romeral), correspondiendo ésta última al límite occidental dela rocas con metamorfismo regional precretáceo tardío afloran granulitas, neises micáceos, migmatitas cuarzo-feldespáticas, anfi-bolitas, cuarcitas, esquistos biotíticos y silimaníticos, esquistos cummingtoníticos y granulitas piroclasíticas formada en las faciesgranulita y anfibolita y en condiciones de presión media y baja en un evento ocurrido entre el Precámbrico y el Paleozoico, anfibolitasdiopsídicas, anfibolitas cumingtoníticas, esquistos actinolíticos y esquistos biotíticos en la facies anfibolita con presión baja quepudieron formarse entre el Paleozoico y el Cretáceo Temprano, paraneises feldespáticos, cuarcitas, anfibolitas, mármoles, esquis-

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tos cuarzo-sericíticos y esquistos actinolítico-cloríticos pertenecientes a la facies anfibolita y esquisto verde de presión baja for-mados durante la Orogenia Acadiana y afectados probablemente por la Orogenia Herciniana, intrusivos néisicos de la facies es-quisto verde y anfibolita originados en los eventos Caledoniano y Herciniano, esquistos grafíticos, esquistos biotíticos, cuarcitas, es-quistos actinolíticos, anfibolitas, anfibolitas granatíferas, anfibolitas saussuríticas, serpentinitas, metagabros, metadiorita, pegmatitashornbléndicas y neises hornbléndicos formados en las facies esquisto verde y anfibolita bajo condiciones de media presión durante unoo varios eventos entre el Paleozoico y el Cretáceo Temprano, esquistos de glaucofana-jadeita, esquistos de glaucofana-lawsonita yeclogitas pertenecientes a la facies esquisto azul y eclogita con alta presión del Cretáceo Temprano, y un conjunto de sedimentitasy vulcanitas con características de las facies ceolita y prehnita - pumpellyta de baja presión ocurrida en un evento del CretáceoTemprano.

Al occidente de la Falla Cauca - Almaguer afloran basaltos, lavas andesíticas con cantidades menores de doleritas, gabros, brechasvolcánicas y delgados horizontes de vulcanoclastitas con metamorfismo en las facies ceolita, prehnita-pumpellyta y esquisto verdede baja presión ocurrido entre el Cretáceo tardío y el Paleógeno, y pizarras, filitas, meta-areniscas, metacalizas y metacherts en lafacies ceolita, prehnita-pumpellyta y esquisto verde con un metamorfismo ocurrido también entre el Cretáceo tardío y el Paleóge-no.

Entre las Falla Oca y Santa Marta - Bucaramanga se localiza la Sierra Nevada de Santa Marta dividida en tres cinturones. Lasmetamorfitas del Cinturón de la Sierra Nevada de Santa Marta son granulitas cuarzo pertíticas, máficas, ultramáficas, calcáreas per-tenecientes a la facies granulita de media presión originadas en el evento Nickeriense y afectadas por un recalentamiento durante el Fi-ni-Proterozoico, y ortoneises dioríticos a cuarzodioríticos y migmatitas en la facies anfibolita de edad Paleozoica. El Cinturón deSevilla está compuesto por neises de plagioclasa-hornblenda, anfibolitas, migmatitas, neises biotítico-hornbléndicos, mármoles diopsí-dicos en la facies anfibolita y esquisto verde sin presión definida formados probablemente en la Orogenia herciniana. El Cinturón deSanta Marta conformado por esquistos anfibólicos, biotíticos y moscovíticos en la facies anfibolita y filitas cloríticas, sericíticas y calcá-reas en la facies esquisto verde forrmados probablemente en el Cretáceo tardío y afectadas por un evento en el Paleógeno,

En la Península de la Guajira, al norte de la Falla de Oca, se localizan dos franjas importantes de rocas metamórficas separadaspor la Falla Simarua. Al oriente de esta falla afloran neises hornbléndicos, esquistos cuarzo-micáceos y anfibólicos, mármoles,silos metagraníticos y serpentinitas pertenecientes a la facies anfibolita de media presión formados en el Paleozoico y afectados enel Paleógeno, y un conjunto de rocas formado por filitas con intercalaciones arenáceas y calcáreas formadas bajo condiciones dela facies prehnita-pumpellyta de edad post-Turoniano. Al occidente de la Falla Simarua afloran filitas, cuarcitas, esquistos cuar-zo-micáceos y meta-areniscas con cantidades menores de metavulcanitas, mármoles, anfibolitas y serpentinitas formadas en la fa-cies esquisto verde y baja presión de metamorfismo entre el Cretáceo tardío y el Neógeno, además de rodados de eclogitas.

INTRODUCCIÓN

Este trabajo identifica, describe e interpreta las ro-cas con metamorfismo regional en el territorio co-lombiano. Las rocas han sido asignadas a unidadesde facies metamórficas en mapa a escala1:1.000.000, sobre la base de la ocurrencia de mine-rales indicadores de presión y temperatura y de laedad del metamorfismo. Para la descripción de lasunidades se resume el estado actual del conoci-miento del grado de metamorfismo, condiciones depresión y temperatura, edad y posible origen delmetamorfismo regional en Colombia. Las unidadesmetamórficas se describen en seis áreas geográficasseparadas por grandes fallas. En cada área geográ-fica las unidades se describen en orden decrecientesegún la edad del metamorfismo. Las unidades dela misma edad metamórfica se presentan en ordencreciente según el grado metamórfico.

El esquema para la determinación de las faciesmetamórficas (Figura 1, Tabla 1) sobre el cual se

construyó el mapa ha sido desarrollado por el Gru-po de trabajo para la cartografía de los cinturonesmetamórficos del mundo (Zwart et al., 1967) basa-do en los minerales metamórficos indicadores depresión y temperatura.

Las rocas con metamorfismo regional han sido di-vididas en seis grupos de facies basados en el in-cremento de la temperatura, de la siguiente manera:1) facies ceolita (C), 2) facies prehnita-pumpellyta(PP), 3) facies esquisto verde (EV), 4) facies eclo-gita y esquisto azul (E/EA), 5) facies anfibolita(AN), y 6) facies granulita (G). Las facies ceolita yprenhita-pumpellyta hacen parte de la facies subes-quisto verde (Bucher y Frey, 1994). Donde se dis-ponía de información se hizo una división de losgrupos de facies en tres series de facies de acuerdoa la presión alta, media o baja indicadas por las le-tras en minúsculas a, m, b respectivamente, ubica-das al final de los símbolos usados para el grupo de

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facies. Para el componente correspondiente altiempo se tienen los siguientes eventos, orogenias yperíodos de tiempo geológico: Pε1 - Evento Tran-samazónico, Pε2 - Evento Pargüense, Pε3 - Sedi-mentación post-Pargüense, Pε4 - Evento Nickerien-se, Pε5 - Evento fini-Proterozoico, Pz1 - OrogeniaCaledoniana, Pz2 - Orogenia Acadiana, Pz3 - Oro-genia Hercínica, Pz - Paleozoico, P - Pérmico, TR -Triásico, KT - Cretáceo temprano, Kt - Cretáceo

tardío, Pg - Paleógeno y Ng - Neógeno. La separa-ción de los elementos de tiempo por una coma indi-ca que ocurrieron varios eventos metamórficos, y laseparación por un guión (-) indica la probabilidadde ocurrencia del evento o de los eventos metamór-ficos en ese intervalo de tiempo. Como modelo pa-ra la elaboración del mapa y su memoria se ha to-mado el trabajo de Dusel-Bacon et al. (1993).

Figura 1. Representación esquemática de los grupos de facies y series de facies metamórficas respecto a la presión y la tempera-tura, con los símbolos empleados en este trabajo (modificado de Zwart et al., 1967, y de Dusel-Bacon et al., 1993). Los camposde estabilidad de los polimorfos de Al2SiO5 andalucita (and), cianita (ci) y sillimanita (sill) están limitados por lineas punteadas.

DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA

La rocas metamórficas se han distribuido en seisáreas geográficas limitadas por grandes fallas re-gionales (Figura 2). Así, se tienen las siguientesáreas con sus respectivas regiones: al oriente de laFalla Guaicáramo dividida en Guainía, Macizo deGarzón, Nudo de los Pastos y Sierra de la Macare-na, el área entre las fallas Guaicáramo y Otú-Pericos con el Macizo de Santander, Macizo de laFloresta, Macizo de Quetame y el borde oriental dela Cordillera Central, el área entre la Falla Otú-Pericos y la

Falla Cauca-Almaguer (Romeral) que correspondeal eje de la Cordillera Central, el área al occidentede la Falla Romeral que comprende parte de lafranja occidental de la Cordillera Central, la Cordi-llera Occidental y la Serranía del Baudó, el áreaentre las fallas Oca y Santa Marta - Bucaramanga, osea la Sierra Nevada de Santa Marta con los trescinturones clásicos de la Sierra Nevada, Sevilla ySanta Marta, y finalmente el área al norte de la Fa-lla de Oca, que corresponde a la zona de la AltaGuajira donde se han separado dos franjas aloriente y al occidente de la Falla Simarua.

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Tabla 1. Esquema para determinar las facies metamórficas(Tomado de Dusel-Bacon et al., 1993)

SímboloFacies

Minerales y asociacionesdiagnósticas

Minerales excluidos Minerales y asociacionescomunes

Observaciones

FACIES CEOLITA1 Y PREHNITA - PUMPELLYTA1

C/PP Laumontita + cuarzo,prehnita + pumpellyta

Pirofilita, analcima+cuarzo,heulandita

“Clorita”, saponita, dolomita+ cuar-zo, ankerita+cuarzo, caolinita,montmorillonita, albita, feldespato K,mica blanca

Epidota, actinolita y es-fena posibles en la faciesprehnita - pumpellyta

FACIES ESQUISTO VERDE

EV Estaurolita, andalucita, cordieri-ta, plagioclasa (An>10), lau-monti-ta+cuarzo,prehnita+pumpellyta

Epidota, clorita, cloritoide, albitamoscovita, calcita, dolomita, actino-lita, talco

Facies esquisto verde de presión baja y media

EVbEVm

hornblenda, glaucofano, crossita,lawsonita, jadeita + cuarzo, ara-gonito

Biotita y granate Mn;estilpnomelana restringi-da a la media presión.

Facies esquisto azul de presión altaEAa Glaucofano, crossita, arago-

nito, jadeita + cuarzoAlmandino, paragonita, stilpnomela-no

Hornblenda subcálcicapuede ocurrir en la partede más alta temperatura

Facies esquisto verde de presión alta y temperatura baja

EVa Minerales de arriba + pumpe-llyta y/o lawsonita

FACIES ANFIBOLITA

AN Estaurolita Ortopiroxeno+clinopiroxeno,actinolita + plagioclasa cálcica +cuarzo, glaucofano

Hornblenda, plagioclasa, granate,biotita, moscovita, diópsido, Feldes-pato K, rutilo, calcita, dolomita, es-capolita.

Facies anfibolita de presión baja

ANb Andalucita+estaurolita,cordierita + ortoanfíbol

Cianita Cordierita, sillimanita, cumingtonita. Granate pyralspite raro enla parte de más baja pre-sión

Facies anfibolita de presión media y alta

ANmANh

Cianita y estaurolita Andalucita Sillimanita se restringegeneralmente a la mediapresión.

FACIES GRANULITA

G Ortopiroxeno y clinopiroxeno Estaurolita, ortoanfíbol, mosco-vita, epidota, zoisita

Hipersteno, clinopiroxeno, granate,cordierita, anortita, feldespato K, si-llimanita, biotita, escapolita, calcita,dolomita, rutilo

Hornblenda posible.Cianita posible en la partede más alta presión y pe-riclasa y wollastonita enla menor presión.

1 Componentes de la facies subesquisto verde (Bucher y Frey, 1994)

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Figura 2. Distribución de las áreas geográficas con rocas metamórficas en Colombia

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DESCRIPCIÓN DETALLADA DE LAS UNIDADES DEL MAPAMETAMÓRFICO

ÁREA AL ORIENTE DE LA FALLAGUAICÁRAMO

Región de la Guainía

ANb(Pεε1,Pεε2,Pεε4)

Unidad compuesta principalmente por rocas graníti-cas de origen anatéctico asociadas a neises migmatí-ticos con biotita y silicatos de aluminio, neises gra-níticos constituidos como transición con los grani-toides, y menos abundantes micaesquistos, cuarcitas,anfibolitas y neises anfibólicos (Galvis et al., 1979;Hugett et al., 1979; Bruneton et al., 1982), localiza-das al sur del Río Guaviare hasta el Río Pira-paraná.Estas rocas fueron formadas por un evento metamór-fico de alta temperatura y baja presión que varíadesde la facies anfibolita alta hasta el dominio ana-téctico (Galvis et al., 1979) y hacen parte del Com-plejo Migmatítico del Mitú.

Los neises con biotita y silicatos de aluminio pre-sentan las paragénesis biotita-cordierita- sillimanita-andalucita-granate; sillimanita-moscovita y sillima-nita-granate-cordierita. La moscovita podría ser se-cundaria de silicatos de aluminio y la andalucita, po-co abundante, podría provenir de la diaftoresis de lacordierita. Las condiciones P-T que han originadotales paragénesis corresponden a una temperatura de600 a 750°C, y una presión de 2 a 5 Kb (Bruneton etal., 1982).

Son frecuentes las estructuras migmatíticas tipo es-tromática, agmática y nebulítica. La paragénesiscordierita-sillimanita(andalucita)-granate correspon-de a un metamorfismo de baja presión y alta tempe-ratura (facies anfibolita) que alcanzó la isograda dela anatexis. Algunos resultados de los análisis quí-micos indican un protolito alumino-potásico pobreen MgO y Na2O, y que provienen de la transforma-ción de series detríticas arcósicas (Bruneton et al.,1982).

Los granitoides corresponden a monzogranitos conbiotita de composición homogénea. Se caracterizanpor sus texturas variables y granulometría heterogé-nea. Características tales como rocas encajante deneises, contactos transicionales progresivos con lasrocas metamórficas, la ausencia de enclaves micro-granudos básicos o de facies básicas; la presencialocal de sillimanita y moscovita; las débiles varia-ciones en las composiciones químicas; la analogía decomposiciones químicas con las facies metamórficasindican que estos granitoides provienen de la remo-vilización y de la fusión parcial de las series meta-mórficas encajantes durante el período metamórficoTransamazónico (Galvis et al., 1979; Bruneton etal., 1982).

La edad más antigua para esta unidad fue obtenidaen la parte venezolana del Granito de Atabapo conuna isocrona Rb-Sr de 2.000 Ma (Gaudette et al.,1978). En Colombia, Priem et al. (1982) obtuvieronvarias dataciones sobre granitos y neises en un rangode 1.780 Ma hasta 1.251 Ma El dato de 1.780 Mapor isocrona Rb-Sr en roca total sobre el Granito deSan Felipe indicaría el período de enfriamiento al fi-nalizar el Evento Transamazónico, mientras que losdatos más recientes marcarían tanto recalentamien-tos durante el evento magmático Pargüense con va-lores de 1.575 Ma y 1.450 Ma por isocronas Rb-Sr,así como un rejuvenecimiento isotópico durante elevento Nickeriense con siete resultados Rb-Sr y K-Ar sobre minerales entre 1.392 Ma y 1.261 Ma(Toussaint, 1993).

PP/EV(Pεε4)

Unidad compuesta por cuarcitas micáceas, ortocuar-citas, metaconglomerados, esquistos cuarzosos, piza-rras y filitas, provenientes de una secuencia de sedi-mentos arenosos de ambiente fluvio-deltáico condelgadas intercalaciones pelíticas, localizadas en laSerranía de Naquén, en la parte sur del Río Caquetácerca a la confluencia con el Río Apaporis. Estasrocas fueron metamorfoseadas en la facies esquistoverde y afectadas por plegamientos holomórficosdurante el Proterozoico medio (Galvis et al., 1979;

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González, 1989). Esta unidad metamórfica reúne laFormación Pedrera (Galvis et al., 1979) y la Forma-ción Maimachi (Renzoni, 1989, González, 1989).El soldamiento total de los cristales de cuarzo en lamatriz y el desarrollo de sericita-moscovita en lámi-nas generalmente no orientadas indica que los es-fuerzos penetrativos durante el metamorfismo regio-nal fueron de poca magnitud en condiciones de muybajo grado de metamorfismo, parte baja de la faciesde esquisto verde y que la ocasional presencia demoscovita en láminas gruesas y de andalucita sonproducto de metamorfismo térmico superpuesto. Enlas filitas y pizarras se observa el desarrollo de dosfoliaciones que se cortan en ángulos de 30 y 40°,siendo la primera paralela a la estratificación. La re-cristalización de los granos de cuarzo, la presenciade láminas de moscovita y la presencia de andalucitaen aparente desequilibrio térmico con los otros mi-nerales indican un metamorfismo térmico, y el clo-ritoide podría ser de origen térmico aunque su pre-sencia es más común en metamorfismo regional(Galvis et al., 1979; Bruneton et al., 1982). Elevento metamórfico correspondería posiblemente alNickeriense (González, 1989).

Macizo de Garzón

G/AN(Pεε4)1

Unidad compuesta por neises augen gris claro y ro-sado bastante homogéneos de composición graníticahornbléndica -biotítica, representada por los neisesaugende Guapotón y Mancagua, pertenecientes po-siblemente a la facies granulita y anfibolita sin dife-renciar, expuestos a lo largo de la megafalla inversade rumbo NE-SW que limita el Macizo de Garzón aloccidente, al norte de Guadalupe y al norte de Gua-yabal, en el Departamento del Huila.

La presencia de mesopertita en algunas muestras su-giere que estos granitos también fueron afectadospor un metamorfismo de facies granulita, aunque enningún caso se ha encontrado ortopiroxeno en ellos.Presentan megacristales de feldespato potásico de 1-3 cm de largo. Estas rocas carecen de bandeamientocomposicional, pero su esquistosidad marcada condirectrices N a NW concuerda perfectamente con lasrocas circundantes que corresponden a la unidadG/ANm(Pε4)1, descrita abajo, y que corresponde a

una secuencia bandeada de rocas pertenecientes a lafacies granulita. En la misma zona son abundanteslas vetas pegmatíticas con grandes cristales de mag-netita (hasta 5 cm de largo) o de biotita cortando lasecuencia granulítica. Tanto en el Granito de Gua-potón, como en el Granito de Mancagua se han en-contrado contactos concordantes con esta secuenciabandeada, por consiguiente se consideran estoscuerpos como granitos sintectónicos precámbricos(Kroonenberg 1982).

Una isocrona Rb-Sr en roca total del Augen Neis deGuapotón dio como resultado 1.596 ± 300 Ma(Priem et al., 1989), por lo tanto Priem et al., (1989)interpreta esta unidad como una representación delbasamento cratonizado durante el evento magmáticoPargüense y sobre el cual se habrían depositado lasrocas originarias de la unidad G/ANm(Pε4)1. ParaRestrepo-Pace (1995) la datación en los alrededoresde 1.600 puede considerarse como una edad “mez-clada” entre el componente de 1.000 Ma y otroscomponentes heredados más antiguos, de acuerdo adataciones en el Neis augen de Guapotón147Sm/144Nd de 1.500 Ma (Restrepo-Pace, 1995), yuna datación de 1098±9 Ma de U-Pb en circón querepresenta la edad de cristalización, una edad40Ar/39Ar de 890 Ma es interpretada como la edad deenfriamiento la cual se aproxima a la edad de crista-lización. Una edad U-Pb con pérdida de Pb de600±120 Ma y otra datación40Ar/39Ar en biotita de 600 Ma es interpretada porRestrepo-Pace (1995) como resultado de erroresasociados con estas edades. El Neis augen de Gua-potón habría sido afectado por el magmatismo Jura-Triásico del Granitoide de Suaza-Altamira de acuer-do a la datación 40Ar/39Ar de 180 Ma (Restrepo-Pace, 1995).

G/ANm(Pεε4)1

Secuencia bandeada de rocas de alto grado de me-tamorfismo, facies granulita y anfibolita y presiónmedia, de composición predominantemente cuarzo-feldespática con intercalaciones máficas, ultramáfi-cas, pelíticas y calcáreas, pertenecientes al GrupoGarzón y al Granito de El Recreo (Rodríguez,1995a)localizadas en el Macizo de Garzón. Las rocas songranulitas charnoquíticas félsicas macizas a néisicas,granulitas básicas, neises cuarzo-feldespáticos-migmatíticos, anfibolitas piroxénicas localmente

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migmatíticas y rocas ultramáficas (Alvarez, 1981) ygranitos de anatexis.La presencia de ortopiroxeno en la mayoría de lasrocas de composición apropiada (semipelítica, cuar-zo-feldespática, máfica y ultramáfica) indica condi-ciones de metamorfismo en la facies granulita.Otras características de la facies granulita son losfeldespatos mesopertíticos o fuertemente pertíticos-antipertíticos, la presencia de espinela verde en me-tapelitas cuarcíferas y en ultramafitas, los coloresintensos rojizo marrón de la biotita y verde marrón arojizo de hornblenda. La presencia de ortopiroxenoy mesopertita en el leucosoma indica que la anatexistambién se produjo bajo condiciones de la faciesgranulita (Kroonenberg, 1982). El Granito de anate-xis de El Recreo constituye una transición de mig-matitas bandeadas a granitoides de composiciónmonzogranítico, granito, sienogranito y localmentegranulitas (Rodríguez, 1995a).

El régimen de presión se puede deducir de las para-génesis pelíticas y máficas; la ausencia general decordierita en las primeras y la ausencia de la paragé-nesis olivino + plagioclasa en las segundas sugierepresiones medias o altas. Sillimanita es el polimorfoúnico de Al2SiO5, y ortopiroxeno+plagioclasa es laparagénesis estable en la mayoría de metabasitas.Según Miyashiro (1973) el metamorfismo principaltuvo lugar en la facies granulita de media presión.Las rocas de esta unidad presentan efectos retrógra-dos ocasionados por un evento metamórfico poste-rior de bajo grado (Kroonenberg, 1982).

Una datación en una horblendita piroxénica del Gru-po Garzón dio 147Sm/144Nd de 2.710 Ma, sin embar-go presento bajo Nd y por lo tanto no es muy acep-table para dar un modelo de edad (Restrepo-Pace,1995). Sin embargo la edad residente en Neodi-mium tomada en el Neis Augen de Guapotón, nom-brada arriba, hacen considerar que en el Macizo deGarzón, así como en la Sierra Nevada de SantaMarta y en la Serranía de las Minas, ocurrió un em-plazamiento de escamas que se mezclaron con lasrocas del Proterozoico Temprano - Arcaico Tardío, osea, las rocas formadas en el Evento Nickeriense,llamado localmente Evento Orinoquense en Vene-zuela (Martín, 1972).Una isocrona Rb-Sr en una granulita charnoquíticadio 1.180 Ma con una relación inicial Sr87/Sr86 de0.704 (Alvarez, 1981). Una edad K-Ar en hornblen-da de una granulita básica dio 925 ± 50 Ma (Alva-

rez y Linares, 1984). En Rb-Sr, roca total de un di-que pegmatítico que corta la serie metamórfica dio895±16 Ma (Priem et al., 1989). Una edad conven-cional Rb-Sr en una granulita charnokítica dio 601±56 (Alvarez, 1981). Para Restrepo-Pace (1995) lasedades de cristalización según circón en U-Pb y lasedades de enfriamiento 40Ar/39Ar confirman la exis-tencia de un cinturón orogénico de edad Grenvilliana(Orinoquense-Nickeriense) a lo largo de los Andesorientales de Colombia, incluyendo la margenoriental de la Cordillera Central [ver AN/G(Pε4)].Edades 40Ar/39Ar con exceso de argón con 1.028 Maen una hornblendita ortopiroxénica es interpretadacomo la edad de enfriamiento relacionada al meta-morfismo (Restrepo-Pace, 1995). Otras edades40Ar/39Ar dieron 188±3 Ma y 174±3 Ma en charno-quitas muestran el efecto del magmatismo jurásico(Restrepo-Pace, 1995).

Serranía de la Macarena y región surorientaldel Nudo de los Pastos

G/AN(Pεε4)2

Unidad compuesta por neises augen con biotita, nei-ses de microclina y micropertita, neises hornbléndi-cos con intercalaciones de anfibolitas y esquistosmicáceos, y migmatitas pertenecientes posiblementea la facies granulita o anfibolita, sin presión defini-da. Asociadas a estas rocas se encuentran granitos,granosienitas y sienitas con ortoclasa, pórfidos cuar-zosos y algunos diques de diabasa. Esta unidad estárepresentada por el Complejo Migmatítico de Nariño(Ponce, 1979), el Complejo Migmatítico de la Co-cha-Río Téllez (Murcia y Cepeda, 1991b) y el Neisde la Cocha (Ponce, 1979) en el Nudo de los Pastos,y por una unidad innominada en la Serranía de LaMacarena (Trumpy, 1943).

Las migmatitas están bien expuestas en el Río Téllezdonde se observan estructuras estromáticas y dikto-níticas, nebulíticas y schlieren, en las cuales el pa-leosoma está constituido por bandas de anfibolita yneis granodiorítico, y un leucosoma pegmatítico.Las pegmatitas están compuestas por cuarzo, feldes-pato potásico, plagioclasa, biotita, moscovita y gra-nate, con presencia de pertitas y mirmequitas. Enmenor proporción se han reconocido granulitas de

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composición granítica, con cuarzo, ortopiroxeno,clinopiroxeno, biotita y hornblenda. Las rocas pre-sentan desarrollo de microclina poikilítica, zonaciónen plagioclasas, presencia de cuarzo, circón y apatitoredondeados y desarrollo de pertitas y mirmequitasen granitoides, neises, y anfíbol pasando a biotita enanfibolitas. (Murcia et al., 1987). La composiciónmineralógica indica un alto grado de metamorfismo,sin que se hayan encontrado rocas de la zona regio-nal del hipersteno (Murcia y Cepeda, 1991b)

ÁREA ENTRE LAS FALLAS GUAICÁRAMOY OTÚ-PERICOS

Macizos de Santander y la Floresta

ANb(Pεε4,Pz1)

Esta unidad corresponde a una secuencia de rocasmetasedimentarias compuestas por paraneises pelíti-cos, semipelíticos y arenáceos, esquistos cuarzo mi-cáceos y cantidades subordinadas de neises calcá-reos, neises hornbléndicos, anfibolitas y mármoles,pertenecientes a la facies anfibolita de baja presiónde metamorfismo. Su distribución corresponde atres fajas en el denominado Macizo de Santander enel nororiente colombiano, localizadas al oriente de laFalla Santa Marta - Bucaramanga. Esta unidad in-cluye zonas de migmatitas de inyección de dos tipos:una en la cual el paraneis está mezclado con una ro-ca granítica néisica y otra donde ambos están corta-das por masas pequeñas de granito no foliado deedad mucho más joven (Ward et al., 1973). Estaunidad está conformada por las rocas del Neis deBucaramanga (Ward et al., 1973), llamado porte-riormente Complejo Bucaramanga (Clavijo, 1994).

En el sector central del Macizo de Santander se pre-sentan cuarcitas, neises de biotita-feldespato-cuarzo,neises de sillimanita-biotita-cuarzo-feldespato, nei-ses de moscovita-cordierita-sillimanita-cuarzo-feldespato, neises de moscovita-hornblenda-biotita-cuarzo-plagioclasa, neises de hornblenda-cuarzo-plagioclasa, anfibolitas y capas granitoides. En elsector oriental, cerca a Chitagá, la roca predomi-nante es un neis estratificado de cordierita-sillimanita-biotita-cuarzo-feldespato muy inyectadopor pegmatitas moscovíticas y granitos. El neis

migmatítico contiene material granítico en forma litpar lit o en lentes irregulares y algunas veces se en-cuentra asociado a lentes de mármol (Ward et al.,1973).

Las dataciones K-Ar en hornblenda de 945±40 Maen un neis hornbléndico (Goldsmith et al., 1971),Rb-Sr en roca total de 680 ± 140 en un neis biotítico(Goldsmith et al., 1971) y 40Ar/39Ar en hornblendade 668±9 Ma y 574±8 Ma en neises hornbléndicos(Restrepo-Pace, 1995) permiten a Ward et al. (1973)y a Restrepo-Pace (1995) interpretar esta rocas comoescamas formadas durante el evento Nickeriense yque se mezclaron con basamento metapelítico quesufrió metamorfismo en el Paleozoico Temprano,particularmente en el Ordovícico Temprano a Medio(~470-480 Ma) llamado en los Andes de Mérida Ci-clo orogénico Caparonensis (González de Juana etal., 1950) y en los Andes de Bolivia, fase orogénicaOcloyic-Famatinian. Este ciclo fue acompañado pornumerosas intrusiones sintectónicas con edades entre480 y 460 Ma (Restrepo-Pace, 1995). Las datacio-nes en los alrededores de 600 Ma son interpretadaspor Restrepo-Pace (1995) como edades dudosas aso-ciadas a los errores en las dataciones. Además, sehan reportado dos dataciones U-Pb en circones per-tenecientes al Granito de Las Lajas, en la Serraníadel Perijá, según 1000 Ma (Dasch et al., 1981) y enel Plutón de Páramo Rico, al nororiente de Bucara-manga, con un resultado de 1300 Ma (MacDonalden Irving, 1972), ambas correspondientes a edadesheredadas.

AN/EV(Pεε-Pz1)

Unidad constituida por neises cuarzo feldespático deorigen ígneo que varían en composición de granito atonalita, con predominio de cuarzomonzonita y gra-nodiorita, formados bajo condiciones de la facies an-fibolita y parcialmente de la facies esquisto verde,sin presión definida, y distribuida en áreas irregula-res a lo largo de todo el Macizo de Santander, prin-cipalmente en los sectores al oriente de San Alberto,Cucutilla, Berlín-Pamplona y Molagavita. Se en-cuentra en esta unidad el paquete de rocas que demanera genérica se ha llamado Ortoneis (Ward etal., 1973)

El Ortoneis fue dividido por Ward et al. (1973) enlas siguientes partes:

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1) Neis augen con biotita de grano grueso, com-puesto por oligoclasa, cuarzo y biotita con ojosgrandes de microclina de color rosado. Los minera-les accesorios son apatito, óxido de hierro y circón.2) Neis flaser biotítico, caracterizado por lentes pe-queños de feldespato y cuarzo entrelazados con bio-tita, cuarzo y feldespato. La composición es gene-ralmente cuarzomonzonítica a granodiorítica. 3)Neis granítico cuarzomonzonítico, gris rosado, dé-bilmente foliado, con escasa biotita orientada. 4)Neis granítico con lentes planos de cuarzo y conmoscovita, biotita y plagioclasa (albita-oligoclasa).5) Neis flaser de hornblenda y biotita, denominadoNeis de Toná, de composición granodiorítica a to-nalítica. 6) Neis diorítico fuertemente cizallado conhornblenda y plagioclasa con poco o ningún cuarzo,y 7) ortoneis lit par lit, con bandas de composiciónvariable pobres en minerales máficos, frecuente-mente pegmatíticas estrechamente mezcladas y ple-gadas con los paraneises de el Complejo Bucara-manga o ANb(Pε4,Pz1),Ward et al., 1973).

Un evento tectonotérmico durante el OrdovícicoTemprano a Medio afectó el basamento compuestopor un paquete pelítico y la serie de granitos intrusi-vos sintectónicos, en condicones metamórficas delas facies esquisto verde y anfibolita, de acuerdo alas dataciones Rb-Sr en roca total de 440 ± 80 Ma(Goldsmith et al., 1971), U-Pb sobre circón entre417 Ma y 392 Ma (Banks et al., 1985) y U-Pb encircón de 477±16 Ma interpretada como edad decristalización (Restrepo-Pace, 1995). Este evento hasido llamado Ciclo orogénico Caparonensis en losAndes de Médica (González de Juana et al., 1950), yse correlaciona con la Orogenia Caledoniana. Sinembargo no se descarta una edad precámbrica.

La unidad AN/EV(Pz1) está cubierta inconforme-mente por la Formación Floresta, del Devónico me-dio, e intruye la Formación Silgará, probablementedel Cambro-Ordovícico y al Neis de Bucaramangade posible edad precámbrica.

AN/EVbm(Pεε-Pz1)

Unidad compuesta por pizarras, filitas, esquistos mi-cáceos con sillimanita-granate y estaurolita, esquis-tos de granate-biotita-moscovita, esquistos micáceoscon cianita, cuarcitas micáceas, mármoles, metacon-glomerados, metalimolitas y meta-areniscas forma-

dos bajo las condiciones de las facies anfibolita yesquisto verde, con una presión de metamorfismobaja y localmente media. Estas rocas se encuentrandistribuidas en áreas irregulares del Macizo de San-tander en los sectores de norte de San Calixto, Ábre-go-Sardinata, al occidente de Cáchira, alrededoresde Bochalema, Mutiscua , área de Toná - Berlín-Mutiscua, oriente de Carvajal, Chitagá, y en los al-rededores de Aratoca y Onzaga. Una importante ex-posición se observa en el Macizo de la Floresta enalrededores de las poblaciones de la Floresta-Corrales-Otengá. En esta unidad se agrupan la For-mación Silgará (Ward et al., 1973), Filitas de Chus-cales, Filitas de Otengá y Filitas Cordieríticas deBusbanzá (Ulloa et al., en prensa), Secuencia deChitagá y Secuencia de Cucutilla (Rodríguez, G.I.,en prensa).

La Formación Silgará fue definida en la quebradadel mismo nombre donde se describió un conjuntode pizarras, filitas, metalimolitas, cuarcitas y meta-wacas en la facies esquisto verde. Las filitas estáncompuestas por clorita, sericita y cuarzo. La meta-limolita contiene cuarzo, plagioclasa, sericita y clo-rita.

En el área de Aratoca-Piedecuesta el grado de me-tamorfismo se presenta desde la parte alta de la fa-cies esquisto verde a la parte baja de la facies anfi-bolita. Se observan cuarcitas con cantidades menoresde esquistos cuarzo micáceos con granate y estauro-lita, esquistos cloríticos y esquistos anfibólicos conhornblenda-tremolita y plagioclasa saussuritizada.

En el área de Pamplona-Chitagá se observan es-quistos sillimaníticos y cuarcitas. En el área de Ber-lín-Silos-Mutiscua las rocas son cuarcitas, metacon-glomerados, esquistos cuarzo moscovíticos con gra-nate, estaurolita o sillimanita, esquistos con granate-biotita-moscovita y cantidades menores de estratoscalco silicatados, e importantes depósitos de már-mol. En la parte oriental del Macizo de Santander seha realizado un trabajo de separación e identifica-ción de unidades metamórficas por Gloria Inés Ro-dríguez (comunicación personal) quien reporta lapresencia de cianita en los esquistos micáceos delárea Mutiscua - Las Tiendas, lo cual implicaría otroevento metamorfico de media presión. Por lo tantoel panorama de eventos metamórficos en esta partedel Macizo de Santander es más compleja de lo quehasta ahora se tiene publicado.

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La Formación Floresta, junto con el Ortoneis, con-forma el basamento cristalino del Macizo de Santan-der. Como se vio en la unidad anteriormente des-crita, el basamento granítico habría sido afectado porla Orogenia Caparonensis (González de Juana et al.,1950) el cual estaba intimamente asociado con lasrocas metapelíticas de la unidad AN/EVbm(Pz1), esdecir la Formación Silgará y todas las unidades me-tapelíticas correlacionables en el Macizo de Santan-der. Por lo tanto, para estas unidades se asume suformación durante la Orogenia Caparonensis (Oro-genia Caledoniana), sin descartarse una edad pre-cámbrica. De acuerdo a las dataciones 40Ar/39Ar al-rededor de 200 Ma (Restrepo-Pace, 1995), un se-gundo evento de edad Jurásica, asociado al gran vo-lumen de intrusivos graníticos, habría afectado nosólamente las rocas formadas durante el PaleozoicoTemprano, sino también de manera local la cobertu-ra del Paleozoico Medio-Tardío generando condi-ciones de metamorfismo en la facies anfibolita y conuna presión baja, localmente media (Restrepo-Pace,1995).

EV(Pz1)1

Unidad compuesta por filitas, pizarras grafíticas,meta-areniscas, metalimolitas y horizontes de már-moles formados bajo condiciones de la facies es-quisto verde, probablemente en la parte baja, locali-zadas en el sector de Onzaga-Mogotes, en una ex-tensa franja entre Tipacoque-San Andrés-Baraya-Silos, en una franja de la Serranía de los Motilones,y al oriente de Manaure, Cesar. En esta unidad seencuentran agrupadas las rocas denominadas “Flo-resta metamorfoseada” (Ward et al., 1973), las Me-tasedimentitas de la Virgen (Royero, en Clavijo,1994), y la Serie de Perijá (Liddle et al., 1943; Fore-ro, 1970)

En el Macizo de Santander la unidad litológica “Flo-resta metamorfoseada” está conformada por filitaspizarrosas grafíticas asociadas con mármol y estratosfosilíferos, conglomerados, cuarcitas, meta-areniscasgris verdosas, metalimolitas donde es posible obser-var la estratificación original y un clivaje sobreim-puesto (Ward et al., 1973).

La Serie de Perijá esta compuesta por filitas, cuarci-tas y meta-arcosas. Las filitas son rocas de grano fi-no, color oscuro, donde se observa la estratificación

de la roca marcada por la alternancia de capas clarasy oscuras, con brillo micáceo debido a la presenciade sericita. También es frecuente la clorita. Ademásaparecen cuarzo, feldespato y como minerales acce-sorios circón, óxidos de hierro y moscovita. Alter-nando con las filitas se presentan capas de cuarcitas,metaconglomerados y meta-arcosas (Forero, 1970).Esta unidad se encuentra suprayacida en discordan-cia por sedimentitas con fósiles del Devónico medio,por lo tanto es pre-Devónico, probablemente Cam-bro-Ordovícico (Forero, 1970).

Macizo de Quetame

EV(Pz1)2

Unidad compuesta por filitas sericíticas con interca-laciones de filitas cloríticas y cuarcitas, meta-areniscas y pizarras con metamorfismo en la faciesde esquisto verde, sin presión definida, localizadasen el Macizo de Quetame, en el flanco oriental de laCordillera Oriental, y cartografiadas como GrupoQuetame (Trumpy, 1943, en Renzoni, 1968).

Las filitas cloríticas y cuarzosas presentan una folia-ción bien desarrollada y en algunos casos subpara-lela a la estratificación original. La pizarra gris anegra presenta buena foliación y con frecuencia, laestratificación original. La textura es lepidoblásticay su composición corresponde a sericita, clorita ycuarzo. La porción cuarzosa corresponde a meta-areniscas cuarzosas, meta-areniscas arcósicas y me-taconglomerados polimícticos con fragmentos decuarzo.

El evento tectometamórfico que generó esta unidades claramente anterior al Devónico ya que la Forma-ción Areniscas de Gutiérrez y la Formación Lutitasde Portachuelo datadas por fósiles devónicos (Ren-zoni, 1968) recubren en discordancia el Grupo Que-tame. Una edad precámbrica es teóricamente facti-ble, sin embargo, la diferencia importante en el gra-do de metamorfismo de los conjuntos precámbricosde alto grado y el del Grupo Quetame de más bajogrado induce a aceptar una edad cambro-ordovicianapara los protolitos y una edad caledoniana para elevento tectometamórfico (Toussaint, 1993).

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Borde Oriental de la Cordillera Central

AN/G(Pεε4)

Unidad compuesta por neises cuarzo-feldespáticos,neises biotíticos, neises anfibólicos y ocasional-mente, cuarcitas, lentes de anfibolitas y mármolescon silicatos de calcio, en la facies anfibolita y oca-sionalmente en la facies granulita, sin presión defi-nida, localizadas en el lado oriental de la Falla Otú-Pericos, en la Serranía de San Lucas, entre Mariquitay Tierradentro, en los ríos Blanco, Davis y Ambei-ma, en el Macizo de la Plata, en la Serranía de LasMinas y en la Bota Caucana. Esta unidad está re-presentada por las Rocas Metamórficas al Este de lafalla Otú (Feininger et al., 1972), neises de San Lu-cas (Bogotá y Aluja, 1981), esquistos de San Lucas(Bogotá y Aluja, 1981), Neis de Puerto Berrío (Or-dóñez, en preparación), Milonitas de El Vapor (Or-doñez et al., 1996), Neises y Anfibolitas de Tierra-dentro (Barrero y Vesga, 1976), Complejo Icarcó(Murillo et al., 1982, Muñoz y Vargas, 1981), Nei-ses Biotíticos del Davis (Murillo et al., 1982), Me-tamorfitas de la Plata (Rodríguez, 1995b), Metamor-fitas de las Minas (Rodríguez, en prensa) y un pa-quete de rocas innominadas en la Bota Caucana (Pa-rís y Marín, 1979).

Los neises cuarzo-feldespáticos tienen textura gra-noblástica, generalmente con mosaicos inequigra-nulares y están compuestos por cuarzo granoblásticoelongado con abundantes microinclusiones de opa-cos, plagioclasa tipo albita-oligoclasa, ortoclasa lige-ramente pertítica, ocasionalmente microclina pertíti-ca, y biotita. Los accesorios son moscovita, mona-cita, circón, apatito, rutilo, magnetita, ilmenita yopacos. En algunos neises se ha encontrado sillima-nita. En la mayoría de las rocas la paragénesis ac-tual indica facies anfibolita baja aunque la presenciade pertita y antipertita y de cuarzo gris en mosaicosorientados sugiere que estas rocas fueron metamor-foseadas a la facies granulita (González, 1992). Lapresencia de ortopiroxeno en forma restringida, indi-ca que el conjunto alcanzó en algunas zonas, la fa-cies granulita (Murillo et al., 1982; Rodríguez,G., enprensa). Las anfibolitas están compuestas esencial-mente por hornblenda verde y plagioclasa (andesina)y están relacionadas íntimamente con los neisescuarzo-feldespáticos y por sus relaciones con éstosparecen corresponder a antiguos silos básicos meta-

morfoseados a la facies anfibolita (González, 1992).La presencia de ortopiroxeno en forma restringidaindica que el conjunto alcanzó en algunas zonas lafacies granulita (Murillo et al., 1982; Rodríguez,1995b). Las anfibolitas están compuestas esencial-mente por hornblenda verde y plagioclasa (andesina)y están relacionadas íntimamente con los neisescuarzo-feldespáticos. las rocas del Macizo de laPlata corresponden a granitos de anatexis, neisesmigmatíticos, anfibolitas y granulitas cuarzo-feldespáticas (Rodríguez, 1995b).

Una datación K-Ar en roca total de una anfibolitadio 1.360±270 Ma (Vesga y Barrero, 1978. Unaedad Isocrona Rb-Sr en el Neis de Puerto Berrío dio894±36 Ma (Ordóñez, en prep.) y la datación40Ar/39Ar en un ortoneis anfibolítico perteneciente ala Serranía de las Minas dio 911±2 Ma indican queel basamento Nickeriense se extiende hacia el ladooriental de la Cordillera Central (Restrepo-Pace,1995). Una datación 147Sm/144Nd hecha en un neisde horblenda en la Serranía de las Minas dio 1.970Ma lo cual indica que las rocas formadas en elEvento Nickeriense se encuentran mezcladas con es-camas de corteza más antigua provenientes del Es-cudo de la Guyana (Restrepo-Pace, 1995).

EV(Pz1)3

Unidad conformada por lutitas pizarrosas, metali-molitas silíceas, mármoles, meta-areniscas feldespá-ticas y metaconglomerados pertenecientes a la faciesesquisto verde, localizadas al oriente de la falla Otú-Pericos. Pertenecen a esta unidad los Metasedi-mentos de la Cristalina (Harrison, 1930; Botero,1940), las Rocas sedimentarias de Santa Teresa (Ba-rrero y Vesga, 1976; Mosquera et al., 1982), la For-mación Anabá y la Formación Amoyá (Núñez y Mu-rillo, 1982, Murillo et al., 1982, Núñez et al., 1984),y la Formación El Hígado (Mojica et al., 1988).La paragénesis representativa es cuarzo-biotita-moscovita-clorita, con cuarzo granoblástico mayordel 80%, y micas definiendo la textura lepidoblásti-ca. Algunos niveles calcáreos presentan recristaliza-ción, mientras que en otros sectores la rocas se hatransformado en mármol. En general las metapeli-tas son de color gris oscuro a negro con intercalacio-nes de meta-areniscas también de color gris oscuro.Los metaconglomerados son polimícticos, y son me-nos abundantes que las meta-areniscas.

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Un aspecto muy destacable en esta unidad es la pre-sencia de fauna del Ordoviciano (Harrison, 1930;Botero, 1940; Mojica et al., 1988; Vélez y Villa-rroel, 1993); lo que implica que estas rocas fueronafectadas posteriormente por un evento metamórfi-co, probablemente, Caledoniano.

ÁREA ENTRE LA FALLA OTÚ-PERICOS YLA FALLA CAUCA-ALMAGUER(ROMERAL) -Cordillera Central -

G/ANm(Pεε-Pz)

Pertenecen a esta unidad las rocas que afloran en laregión de Puquí y en la zona de El Retiro(Antioquia). Las primeras corresponden a granulitasbásicas, neises biotíticos con ortopiroxeno,granulitas ácidas con ortopiroxeno, stocks graníticosy xenolitos básicos con ortopiroxeno formadas bajocondiciones de la facies granulita y probablemenepresión media (González, 1993). Las segundas sonmigmatitas cuarzo-feldespáticas, anfibolitas, neisesbiotíticos, cuarcitas, esquistos biotíticos ysillimaníticos, esquistos cummingtoníticos y granulitaspiroclasíticas agrupadas en las Granulitas de El Retiro(Restrepo y Toussaint, 1984; Ardila, 1986),Migmatitas de Puente Peláez (González, 1976) ,Neises de la Zona Ayurá (Echeverría, 1973) y Neisaugen de la Palmas (Restrepo y Toussaint, 1984).

En el Macizo de Puquí las rocas pertenecen a la uni-dad denominada Complejo Puquí (Hall et al., 1970;González, 1993). Las granulitas básicas ocurrencomo budines, bandas y lentes de color gris oscuroasociadas al Neis de Puquí. Presentan estructurasmigmatíticas y su composición es cuarzo, plagiocla-sa (labradorita-bitownita), ortopiroxeno. En granparte conservan la textura y mineralogía de una rocaígnea básica. El ortopiroxeno reemplaza al clinopi-roxeno. Las relaciones de campo y la petrografíasugieren que fueron originalmente diques y silos degabro o diabasa. La presencia de una textura ofíticareliquia con plagioclasa euhedral, la presencia deapatito accesorio y la composición y maclaje de lasplagioclasas son evidencias que soportan un origenígneo (González, 1993).

El neis biotítico ácido con ortopiroxeno tambiénllamado Neis de Puquí, constituye la mayor parte delcomplejo. Son rocas bandeadas caracterizadas porparagénesis metamórficas de la facies anfibolita.Además de los minerales félsicos aparecen biotita,granate, sillimanita y cordierita, como mineralesmetamórficos característicos donde, en parte, cordie-rita reemplaza granate, y sillimanita a biotita; el gra-nate probablemente rico en almandino indicaríacondiciones de presión media. Esta roca se originó,probablemente, por un proceso de contaminación delos neises biotíticos ácidos (Neis de Puquí) por gra-nulitas noríticas básicas (González, 1993).

Las granulitas ácidas con ortopiroxeno representanlas zonas de mayor grado de metamorfismo; apare-cen conjuntamente con otros tipos petrográficos co-mo granulitas cuarzo-feldespáticas, granulitas ácidasgranatíferas, granulitas cordieríticas y alaskitas. Lacomposición es cuarzo, feldespato (micropertita),ortopiroxeno a veces coexistiendo con granate, cor-dierita, biotita y sillimanita, y como accesorios mag-netita, ilmenita, circón y espinela verde (González,1993). La Metatonalita de Puquí intruye los neisesbiotíticos y granulitas del Complejo Puquí; en mu-chas áreas la zona de contacto se caracteriza por unafacies de borde de grano fino con asimilación exten-sa, siendo comunes xenolitos y zonas de brecha ycontiene localmente granate y piroxeno. Algunos delos xenolitos en la Metatonalita de Puquí contienenortopiroxeno; varios de éstos conservan su foliaciónmientras que otros están completamente recristaliza-dos (González, 1993).

En el Complejo Puquí se han obtenido varias data-ciones K-Ar en particular sobre el Neis de Puquí condatos a 285±12 Ma en biotita (Restrepo et al., 1991),254±10 Ma - biotita (Toussaint et al., 1978b),286±18 Ma (Ordóñez, en prep.). También sobre laMetatonalita de Puquí se obtuvieron datos entre244±10 Ma en biotita, 211 Ma en moscovita (Hall etal., 1972; Botero, 1975) y 258±23 (Ordóñez, enprep.) que parecen reflejar un evento hercínico. Sinembargo las migmatitas del Complejo Puquí dan unadatación Rb-Sr isocrona más antigua, siendo el ran-go posible muy amplio, desde el Proterozoico tardíohasta el final del Devónico (Toussaint, 1993). Porcomparación con rocas similares en diferentes zonasdel mundo González (1993) considera que la edadde estas rocas es Precámbrica.

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En la zona de El Retiro, al suroccidente de Medellín,aflora una secuencia metamórfica con estratificacióncomposicional que incluye migmatitas cuarzo-feldespáticas, anfibolitas, cuarcitas, esquistosbiotíticos y silimaníticos, esquistos cummingtoníticosy granulitas piroclasíticas (Restrepo y Toussaint,1984), en las facies granulita y anfibolita. Lasparagénesis minerales indican un metamorfismo enfacies granulita de una secuencia volcano-sedimentaria, con una fusión parcial de rocas cuarzo-feldespáticas. Dentro de la facies anfibolita existenparagénesis típicas de presión media y otras que sonmás corrientes en una presión baja. La correlación deestas paragénesis con los minerales que formanaureola de reacción en las granulitas y esquistoscommingtoníticos permite esbozar un conjunto deposibilidades para la historia metamórfica de estasrocas: La facies anfibolita podría representar unaretrogradación a partir de la facies granulita, medianteun proceso con disminución de P/T dentro de ungradiente de presión baja primero y de un gradiente depresión media después, posterior al metamorfismo delas facies granulita. La facies anfibolita podríarepresentar un proceso de hidratación a condiciones deP/T similares al de la facies granulita, a partir de estasúltimas durante el mismo evento metamórficoregional. La facies anfibolita con paragénesis típica deun gradiente de presión media podría sercontemporánea con la facies granulita y se habríaformado durante el mismo evento metamórficoregional. La facies anfibolita con paragénesis que sonmás corrientes en un gradiente de presión baja podríarepresentar un segundo evento metamórfico regional(Ardila, 1986).

Las distintas asociaciones con mayor o menor hi-dratación permiten establecer que la PH2O no fue igualpara todas las rocas de la zona durante la historiametamórfica. Estas rocas sufrieron además al menosdos deformaciones penetrativas distintas, una de lascuales fue posterior a la migmatización, y al parecertambién dos microplegamientos distintos, anteriores aefectos dinámicos dúctiles que produjeron neisesaugen a partir de las migmatitas (Ardila, 1986).

En el Grupo El Retiro se tiene una edad permo-triásica. Así, se podría atribuir al evento Hercínicola datación K-Ar de 251±20 Ma para roca total deuna granulita piroclasítica de El Retiro (Restrepo etal., 1991). Edades Rb-Sr convencionales indicanprobable edad precámbrica (Restrepo et al., 1991).

Según estos mismos autores es posible que la faciesgranulita haya sido originada durante un evento en elPrecámbrico.

ANm(Pεε-Pz2)

Unidad compuesta por anfibolitas granatíferas, es-quistos moscovíticos, esquistos con biotita-estaurolita-cianita y algo de cuarcitas granatíferas yparaneises pertenecientes a una transición de la partealta de la facies esquisto verde a la facies anfibolitade presión media, que afloran desde la Quebrada LaMiel, al oriente de Caldas (Antioquia) hasta cerca-nías de la carretera Versalles - Montebello (Antio-quia). Hacen parte de esta unidad la Anfibolita deCaldas y esquistos micáceos asociados (Echeverría,1973; Restrepo y Toussaint, 1977).

La Anfibolita de Caldas está compuesta porhornblenda, plagioclasa (oligoclasa), granate (al-mandino), cuarzo y epidota. Las anfibolitas con oli-goclasa y clorita prógrada pertenecen a la parte altade la facies esquisto verde y donde ha desaparecidola clorita prógrada corresponden a la parte baja de lafacies anfibolita (Restrepo, 1986). La presencia deestaurolita en esquistos intercalados en la anfibolitaconfirman la presencia de la facies anfibolita. El ti-po bárico corresponde a una presión media deacuerdo a la composición química de dos muestrasde granate según: Pyr6.6Alm58.7Sp1.2Gr33.5 yPyr6.9Alm66.7Gr26.4. (Restrepo, 1986). El esquistobiotítico intercalado en la anfibolita granatífera pre-sentan biotita, cuarzo, granate, estaurolita, plagiocla-sa, clorita, cianita, moscovita, clinozoisita, cloritoi-de. La presencia de estaurolita con moscovita en losesquistos indica facies anfibolita, parte baja. Latransición de facies esquisto verde a facies anfibolitaestá marcada por la coexistencia de clorita, cloritoi-de, moscovita y estaurolita. La presencia de cianitasin glaucofano indica un tipo bárico de presión me-dia (Miyashiro, 1973), lo cual concuerda con el tipobárico encontrado en las anfibolitas granatíferas(Restrepo, 1986)

Un primer análisis K-Ar en hornblenda de la anfibo-lita dio una edad de 1670±500 Ma (Restrepo yToussaint, 1978). Además, el análisis Rb-Sr con-vencional del Neis de la Miel que intruye la anfibo-lita dio 580±40 Ma (Toussaint, 1978). Posterioresanálisis K-Ar de las anfibolitas, incluyendo nuevos

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análisis de la muestra datada inicialmente, han dadoexclusivamente edades paleozoicas, mientras queotros análisis del Neis de la Miel han permitido defi-nir una isocrona a 388±12 Ma (Restrepo et al.,1991). Con base en estos datos se puede afirmar quelas rocas de ANm(Pε-Pz2) fueron afectadas por elevento metamórfico del Devónico-Carbonífero,mientras que un evento precámbrico sería necesarioconfirmarlo (Restrepo et al., 1991).

AN(Pεε-K)

Unidad compuesta por anfibolitas, anfibolitasdiopsídicas, anfibolitas cumingtoníticas, anfibolitasgranatíferas, esquistos actinolíticos y esquistos bio-títicos, pertenecientes a la facies anfibolita, sin pre-sión definida, que afloran de manera continua desdeel sur de la población de La Ceja hasta el norte deBelmira (Antioquia). Otros cuerpos menores aflorancerca a Riogrande y Santa Rosa de Osos, a manerade techos pendientes sobre el Batolito Antioqueño,en la carretera Medellín - San Pedro, y entre San Jo-sé de la Montaña y San Andrés de Cuerquia. Perte-necen a esta unidad las Anfibolitas de Medellín(Restrepo y Toussaint, 1973).

La mineralogía de la anfibolita es hornblenda parday plagioclasa (andesina), con cantidades menores yvariables de diópsido, cuarzo y esfena, y como acce-sorios circón, apatito y biotita. Granate y cumingto-nita se presentan en algunas variedades. La texturaes variable, presentando un cambio de grano medio agrano fino, aunque algunas veces presenta tamañogrueso, con aspecto de gabro saussurítico. En la an-fibolita más corriente se observa un bandeo de unos2 mm de espesor, con bandas ricas en hornblendaque alternan con bandas ricas en plagioclasa y enparte también con diópsido. La foliación no es claraen la muestra de mano, pero en las secciones delga-das se ve clara la orientación planar de las hornblen-das. Intercalados con las anfibolitas aparecen es-quistos biotíticos con abundante pirita y a veces gra-fito. La composición es cuarzo, plagioclasa y biotita,pudiéndose distinguir variedades con base en la pre-sencia o ausencia de grafito. Las rocas de esta uni-dad, con excepción del esquisto actinolítico, perte-necen a la facies anfibolita, como lo indica la pre-sencia de plagioclasa tipo andesina-labradorita en lasanfibolitas y la aparición de cumingtonita, diópsido

y sillimanita (Restrepo, 1986). El tipo bárico no estáclaramente definido.

La mayoría de autores consideran estas rocas comopaleozoicas, posiblemente precámbricas con un re-calentamiento sufrido durante la intrusión del Bato-lito Antioqueño. Sin embargo se plantea la posibili-dad que estas rocas hayan sufrido metamorfismo enotro lugar y luego hayan sido emplazadas tectónica-mente al sitio actual en el Cretáceo Inferior, alrede-dor de 100 Ma, de acuerdo a que todas las datacio-nes obtenidas aún con métodos de alta retentividadde Ar como K-Ar en hornblenda e isocrona Rb-Sr,han resultado ser cretácicas (Restrepo, 1986).

ANb(Pz2,Pz3)

Unidad compuesta por neises feldespáticos, neisesalumínicos, neises hornbléndicos, cuarcitas, anfibo-litas y mármoles pertenecientes a la facies anfibolitade presión baja, con una amplia distribución en laCordillera Central a manera de cuerpos alargados endirección Norte-Sur, principalmente en una franjaque va por el borde oriental de la Cordillera Centraldesde el norte de Caracolí (Antioquia) hasta un pocoal sur de Puerto Triunfo (Antioquia), otras dos fran-jas de menor extensión desde Sonsón (Antioquia)hasta Fresno (Caldas), un sector al oriente de Ituan-go (Antioquia), y algunos cuerpos entre Toledo eItuango. Esta rocas han sido agrupadas como partede las Rocas Metamórficas de la Cordillera Centralal occidente de la Falla Otú (Feininger et al., 1972) yparaneises del Grupo Valdivia (Hall et al., 1972), yAnfibolita de Padua (Barrero y Vesga, 1976)

La composición de esta unidad corresponde a rocaspelíticas, máficas y calcáreas. Las rocas pelíticaspresentan cuarzo, plagioclasa (oligoclasa-andesina),ortoclasa, moscovita, biotita, andalucita, estaurolita,sillimanita, granate y cordierita. Las rocas máficaspresentan hornblenda, clinopiroxeno, plagioclasa(oligoclasa-andesina), cuarzo y biotita. Las rocascalcáreas tienen carbonato, flogopita, tremolita, cli-nopiroxeno, cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa(oligoclasa-andesina), epidota y eventualmente wo-llastonita (Feininger et al., 1972; González, 1992).

El neis feldespático alumínico presenta una textura yestructura que varía entre esquistosa y agmatítica. Laparte granítica de las migmatitas está formada por

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pegmatita leucocrática, de grano medio a grueso, decolor gris claro y compuesta principalmente por oli-goclasa, cuarzo y ortoclasa. La parte granítica estáenvuelta por una capa micácea irregular y disconti-nua, opaca de color gris, compuesta por biotita,moscovita, andalucita o sillimanita sericitizadas, ycantidades menores de cuarzo, cordierita, plagiocla-sa, granate, grafito, turmalina, apatito y circón (Gon-zález, 1992).

En la región de Ituango-Toledo se presentan trescuerpos considerados como paraneises, los cualespresentan una mineralogía muy similar a los anterio-res, según cuarzo, plagioclasa, moscovita y biotita,menos frecuentes epidota, microclina, turmalina,cloritoide, cordierita, andalucita, sillimanita, granate,circón, grafito, pirita y magnetita (Hall et al., 1972).Sinembargo uno de estos cuerpos, llamado Neis dePescadero, es considerado por Muñoz (1982) comoun intrusivo néisico.

El neis hornbléndico está compuesto principalmentepor plagioclasa (andesina-labradorita), cuarzo yhornblenda, y como accesorios: biotita, esfena, apa-tito, pirita, magnetita y ocasionalmente ortoclasa,circón y allanita. Este neis varía gradacionalmente aneises feldespáticos y alumínicos y está intercaladocon ellos (Feininger et al., 1972).Las cuarcitas son rocas abundantes, finamente lami-nadas, de color claro; frecuentemente presenta ban-das de cuarzo sacaroidal separadas por bandas debiotita y moscovita. A veces presenta andalucita,estaurolita, sillimanita, granate y cordierita. La anfi-bolita se presenta concordantemente con los neisesfeldespáticos y alumínicos. Los componentes esen-ciales son hornblenda y plagioclasa (oligoclasa), ycomo accesorios esfena, opacos, apatito y epidota(González, 1992).

Los mármoles presentan variaciones composiciona-les. Existen mármoles bastante puros, blancos, ma-sivos, compuestos casi por un 100% de calcita.Otros son de color gris oscuro a negro, frecuente-mente intercalados con bandas centimétricas decuarcita. Están compuestos por calcita y presentancomo minerales accesorios zoisita-clinozoisita, tre-molita, diópsido y wollastonita (Feininger et al.,1972). Las paragénesis mineralógicas de estas rocasindican facies anfibolita en la serie de facies de altatemperatura - baja presión (González, 1993).

Los ortoneises de Samaná y Naranjales intruyen losneises feldespáticos y los esquistos cuarzo-micáceos.El Ortoneis de Samaná ha sido datado por isocronaRb-Sr en 346±26 Ma (Restrepo y Toussaint, 1982;Restrepo et al., 1991). Este neis tiene inclusiones deesquistos micáceos y de cuarcitas que habían sufridometamorfismo antes de la intrusión por lo cual elmetamorfismo regional es anterior a 346 Ma La se-cuencia ha sido interpretada como producto de unmetamorfismo regional que habría afectado una se-rie de sedimentos tales como pelitas feldespáticas,lutitas, limolitas, areniscas y calizas posiblementearrecifales. El metamorfismo acadiano que afectóestos protolitos es de la facies anfibolita, baja pre-sión, por la presencia regional de andalucita y la au-sencia de cianita (Toussaint, 1993).

En el Neis de Pescadero, intrusivo en los esquistosdel Grupo Valdivia, se han obtenido varias datacio-nes K-Ar entre 285±12 Ma en biotita (Restrepo etal., 1991) y 254±10 Ma en biotita (Toussaint et al.,1978b), y 253±10 en isocrona Rb-Sr (Restrepo et al.,1991). Esta roca intruye los esquistos del GrupoValdivia el cual podría deberse total o parcialmentea un evento Hercínico. También en la parte centraly oriental de la Cordillera Central se encuentran al-gunas edades en el rango Permo-Triásico, tales co-mo las del Neis de Abejorral en 207±5 Ma (Gonzá-lez, 1980), del Intrusivo Néisico de Norcasia - SanDiego en 209±7 Ma y de la Anfibolita de Padua en226±10 Ma y 231±10 Ma (Vesga y Barrero, 1978).Estos neises son intrusivos en la unidad de faciesmetamórfica ANb(Pz2,Pz3). Sinembargo, Para elNeis de Abejorral, hay evidencias geológicas que laroca podría ser más antigua y la edad isotópica obte-nida sería claramente de recalentamiento (Toussaint,1993).

EVb(Pz2,Pz3)

Unidad conformada por esquistos sericíticos, es-quistos actinolítico-cloríticos, cuarcitas y mármolesde la facies esquisto verde de baja presión, amplia-mente distribuidas en el sector norte y central de laCordillera Central, principalmente en una franja queva desde el norte de Ituango (Antioquia), pasa porSanta Fe de Antioquia y llega a Manizales. Otrosector amplio corresponde a un área triangular alre-dedor de Valdivia, una franja al norte de Sonsón, yuna franja en el borde oriental de la Cordillera Cen-

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tral entre Doradal (Antioquia) y Armero (Caldas).Las unidades litológicas que conforman esta unidadde facies son parte del antiguo Grupo Cajamarca(Nelson, 1962; Mosquera et al., 1982),o ComplejoCajamarca (Maya y González, 1995) Grupo Valdivia(Hall et al., 1972), Grupo Ancón (Restrepo, 1986),Esquistos sericíticos (Feininger et al., 1972), Seriepolimetamórfica de la Cordillera Central (Barrero yVesga, 1976).

El esquisto sericítico típico es de color gris claro yoscuro, finamente laminado y está compuesto porsericita, cuarzo, biotita y grafito como mineralesesenciales y como accesorios: clorita, plagioclasa(albita), turmalina, apatito y circón. Son comunesporfiroblastos a veces hasta de 5 cm o más de lon-gitud de andalucita parcial o totalmente sericitizadacon sus ejes ligeramente orientados en sentido de lafoliación. En algunos sectores el esquisto sericíticoes de grano muy fino y se encuentra intercalado confilitas y shale negro que presenta sólamente una lige-ra recristalización. También se encuentran pequeñasintercalaciones de metagrawaca y cuarcita gris a ne-gra. Los esquistos sericíticos fueron formados pormetamorfismo regional en la facies esquisto verde, apartir de limolitas y shales. El origen sedimentarioes más claro en las muestras menos metamorfosea-das donde puede observarse aún la textura clástica ydonde la laminación de muchos de los esquistos sederiva de la estratificación rítmica fina de los sedi-mentos originales; las intercalaciones de rocas clorí-ticas y basálticas son probablemente de origen vol-cánico intermedias entre tobas máficas y flujos (Fei-ninger et al., 1972)

Los esquistos actinolítico-cloríticos están compues-tos por bandas delgadas con láminas de clorita yprismas de actinolita separadas por bandas con albitay en menor proporción epidota. Localmente los es-quistos contienen abundantes porfiroblastos de acti-nolita de 1 a 3 mm de largo que le imprime a la rocauna textura moteada (Feininger et al., 1972)

Los cuerpos de mármol se encuentran intercaladoscon esquistos sericíticos y cuarcitas. La mineralogíaesta conformada principalmente por calcita y comoaccesorios cuarzo, grafito y algo de mica blanca ypirita. El mármol debe su coloración al contenido degrafito finamente diseminado. Intercalados, princi-palmente en los esquistos actinolítico-cloríticos, sepresentan esquistos calcáreos en los cuales ha habido

un remplazamiento de los minerales verdes por cal-cita; contiene además albita, clorita, epidota, sericitay como accesorios esfena, circón, cuarzo y pirita(González, 1980).

Las consideraciones para asignar esta unidad alEvento Hercínico son las mismas presentadas para launidad ANb(Pz2,Pz3), anteriormente descrita. ElGrupo Ancón tienen una datación K-Ar de 270±10Ma (Restrepo et al., 1978) indicando la presencia deun Evento Hercínico. El cálculo de una “edad má-xima” dio 361 Ma con una relación inicial Sr87/Sr86

de 0,707, y 374 Ma con 0,705 (Restrepo, 1986).

EVm(Pz2-KT)

Unidad compuesta por esquistos verdes y esquistosgrafíticos intercalados con cuarcitas y localmentemármoles pertenecientes a la facies esquisto verde ypresión media de metamorfismo, distribuidas en elsector central de la Cordillera Central, desde los al-rededores del corte de la Carretera Ibagué-Armeniahasta cercanías al municipio de Miranda (Cauca).Esta unidad corresponde a parte del Grupo Cajamar-ca de Nelson, 1957(McCourt, 1984).

El principal tipo de roca son los esquistos clorítico-actinolíticos con epidota, albita, sericita y cuarzo concantidades variables de zoisita, calcita y circón. Confrecuencia puede observarse la estratificación origi-nal de la roca la cual es paralela o subparalela a lafoliación. Los esquistos cuarzo-sericíticos con gra-fito presentan venas de cuarzo replegadas y parale-las a la foliación. La mineralogía está dominada porcuarzo y sericita; grafito es el accesorio más común.Otros minerales presentes son albita, clorita, epidota,apatito, circón, rutilo, turmalina y pirita.

Cuarcitas se asocian a los esquistos cuarzo-sericíticos, con un color gris verdoso, relativamentemasiva. La sericita y clorita definen una fina folia-ción en la roca. Mármoles intercalados con esquis-tos calcáreos pueden encontrarse en el sector másmeridional de la unidad, confinado a dos horizontesde 10 m de espesor. Son masivos, localmente muyfracturados y están compuestos principalmente porcalcita y como accesorios clorita y pirita.

Las rocas de la unidad EVm(Pz2-KT) pertenecen a lafacies esquisto verde, de la series de facies de media

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presión. La presencia de albita-sericita prógrada,con cuarzo y el par mineral albita-epidota, junto conla ausencia de biotita en el grado mínimo de meta-morfismo colocan estas rocas en la serie de facies demedia presión (Winkler, 1967, 1979), un hecho con-firmado por la presencia de cloritoide en los esquis-tos cuarzo-sericitícos (McCourt, 1984).

El evento metamórfico que formó esta unidad podríaser Acadiano (Devónico) de acuerdo a la datacionesdel Batolito de Ibagué (Maya, 1992), el cual es in-trusivo en el Grupo Cajamarca (Murillo et al., 1982).Sin embargo, el evento que generó la facies esquistoverde en condiciones de media presión, podría haberocurrido durante el Cretáceo Inferior de acuerdo alas edades obtenidas (Maya, 1992), o bien el eventometamórfico cretácico fue tan fuerte que borró geo-cronológicamente el evento paleozoico (Restrepo yToussaint, 1992). Análisis geoquímicos de los es-quistos (elementos mayores y trazas) indican dosfuentes para el protolito: un arco de islas intraoceá-nico y un margen continental (Restrepo-Pace, 1992)

AN/EV(Pz2)

Unidad constituida por intrusivos néisicos de com-posición diorítica a tonalítica. Las condiciones demetamorfismo no determinadas podrían ser de la fa-cies esquisto verde o anfibolita y presión no defini-da, localizados entre las latitudes de Yarumal (An-tioquia) y Manizales. En esta unidad se agrupan losneises del Alto de Minas, La Miel, Naranjales ySamaná.

El Neis del Alto de Minas (González, 1976 y 1978)y el Neis de La Miel (Restrepo y Toussaint, 1977)pueden considerarse como el mismo cuerpo, com-puesto por cuarzo, microclina, plagioclasa (oligocla-sa), moscovita y biotita, con variaciones texturalesevidenciadas por zonas de grano fino y otras conformación de porfiroblastos de cuarzo y feldespato.

Los neises de Samaná y Naranjales se presentan co-mo dos fajas alargadas entre el río Samaná y Dora-dal (Antioquia). Presentan, en muestra de mano, unaestructura masiva y localmente néisica, porfídica congrandes cristales de plagioclasa. La textura es lepi-doblástica definida por la orientación de biotita ymoscovita. Están compuestos por cuarzo, plagiocla-sa, feldespato potásico, biotita y moscovita. Los ac-cesorios son circón, apatito, turmalina, esfena y opa-

cos. La composición varía desde granito hasta tona-lita. Estos neises son claramente de origen ígneopresentando contactos intrusivos con las rocas me-tamórficas encajantes y xenolitos de éstas (Cossio etal., 1987).

El Ortoneis de Samaná ha sido datado por isocronaRb-Sr en 346±26 Ma (Restrepo y Toussaint, 1984;Restrepo et al., 1991). El Neis de la Miel tiene entreotras, una datación Rb-Sr isocrona de 391±2 Ma y388±12 Ma (Restrepo et al., 1991). El grupo de or-toneises podrían haberse formado durante el eventotectometamórfico Acadiano.

AN/EV(Pz-TR)

Corresponde a intrusivos néisicos con una composi-ción que varía entre granítica y cuarzomonzonítica,pertenecientes a la facies anfibolita o esquisto verde,sin presión definida, localizados en la parte centralde la Cordillera Central, entre Manizales y la termi-nación septentrional de la Cordillera Central. Perte-necen a esta unidad los Neises de Abejorral, Buey,Honda, Norcasia, Pantanillo, Pescadero, Río Verde,San Diego, La Línea, Campamento, Horizontes,Iguaná, Manizales Intrusivo néisico de, Montegran-de, Padua Intrusivo néisico de, Palmitas y Quintero.

Los Intrusivos néisicos de Abejorral, Buey, Honda,Norcasia y Pantanillo tienen características petroló-gicas similares, con una composición de cuarzo,plagioclasa (oligoclasa-andesina), biotita, moscovita,microclina y hacia los bordes algunos mineralesmetamórficos como sillimanita, granate y andalucita.La textura es hipidioblástica, mostrando evidenciasde un origen ígneo, con feldespatos y micas euhe-drales a subhedrales, mientras que el cuarzo tiende aser anhedral e intersticial. Procesos dinámicos hangenerado características como extinción ondulatoriaen el cuarzo, fracturamiento en el feldespato y elflexionamiento de las láminas de mica. Los acceso-rios más comunes son: apatito, circón, turmalina,rutilo, magnetita e ilmenita.

El Neis de Pescadero es una roca de característicasparanéisicas según Hall et al. (1972), sin embargopresenta evidencias en favor de que sea intrusivo, enparticular la presencia de metapegmatitas relaciona-das (Muñoz, 1981). Localizado cerca a Ituango, tie-ne una datación Rb-Sr isocrona de 253±10 Ma

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(Restrepo et al., 1991). Este cuerpo podría haber su-frido un metamorfismo regional importante duranteel Evento Hercínico, aunque no se puede descartarque tenga una historia geológica más compleja comoparece indicarlo la presencia de dos generaciones demoscovita. Por K-Ar en moscovita se obtuvo unaedad cretácea por lo que la segunda generación demoscovita podría pertenecer a un Evento Cretácico(Toussaint, 1993).

El Intrusivo Néisico del Alto de la Línea (Mosqueraet al., 1982) o Intrusivo Néisico de Salento(Mosquera, 1978) es de grano medio a grueso,textura lepidoblástica granoblástica y cataclástica,frecuentemente con estructura bandeada y augen.La composición es cuarzo muy deformado,plagioclasa tipo oligoclasa - andesina, ortoclasa ybiotita de color rojo; los minerales accesorios sonmoscovita, circón, apatito, rutilo sagenítico,magnetita, pirita y ocasionalmente turmalina.

El Neis de Campamento (Hall et al., 1972) presentaun bandeamiento néisico delgado bien definido conbandas de 0,5 a 2 mm de ancho de cuarzofinogranular, mica y albita, y porfiroblastos ovaladosde albita y cuarzo de 5 a 40 mm de longitud que leimprimen una textura augen. Los minerales esencialesson: cuarzo, albita y biotita flogopítica y los accesoriossericita, clorita, epidota, circón, magnetita y pirita.Este cuerpo se relaciona tectónicamente con lentesdelgados de serpentinita que fue esteatizada a talco.Otros cuerpos de este neis son menos micáceos y notienen una foliación definida, por lo general tienenapariencia de una roca ígnea fanerítica maciza.

El Neis de Horizontes (Alvarez y González, 1978) esadamelítico está compuesto por cuarzo anhedral enlentes entre otros componentes, con textura demosaico y con extinción ondulatoria débil, plagioclasa(oligoclasa sódica), feldespato potásico, biotita enagregados de láminas finas poco orientadas, moscovitaen agregados asociados a biotita. Los mineralesaccesorios son: magnetita, apatito, circón, sericita. Laestructura néisica de este cuerpo de composiciónadamelítica está definida por la débil orientación delos cristales. Tiene además textura hipidiomórfica aalotriomórfica con porfiroblastos de ortoclasa que leimprimen la textura augen (Mejía et al., 1983).

El Neis de la Iguaná (Restrepo y Toussaint, 1984) esde composición granodiorítica con cuarzo, plagio-

clasa (andesina sódica), microclina, epidota y biotita,bandeo composicional marcado por concentracionesde biotita, foliación mala pues la biotita tiende aestar desordenada. Grandes esfenas euhedrales sonun accesorio típico. Ocasionalmente presentan pe-queñas cantidades de hornblenda verde azulosa. Engeneral la textura parece corresponder a una recris-talización estática posterior a una cataclasis, ya quelos cristales de feldespato forman pequeños augenpero la biotita está desordenada (Restrepo y Touss-aint, 1984).

El Intrusivo Néisico de Manizales (Mosquera, 1978)es de composición cuarzodiorítica, compuesto porcuarzo, plagioclasa (andesina-oligoclasa), ortoclasa,biotita , moscovita con algo de sillimanitay granate.Los accesorios son circón y apatito. La textura eshipidioblástica. Ocasionalmente se presenta la tex-tura augen.

El Neis granítico de Montegrande (Mejía et al.,1983) tiene textura porfidoblástica con cuarzo gra-noblástico equigranular elongado, con su dimensiónmayor paralela a la foliación formando mosaicos,ortoclasa en porfidoblastos no orientados y débil-mente pertíticos con algunas inclusiones de plagio-clasa y mica. La plagioclasa está en menor propor-ción que los dos anteriores, parece mezclada concuarzo, de composición albita-oligoclasa sódica. Lamoscovita , única mica presente, aparece en láminaselongadas, flexionadas y con extinción ondulante,formando bandas delgadas e irregulares. Como ac-cesorios se encuentra apatito en cristales fracturadosasociados a bandas micáceas, y magnetita en granosdispersos (Mejía et al., 1983).

El Neis adamelítico porfidoblástico (Hall et al.,1972) es de color gris, con megacristales de ortoclasaparcialmente sericitizada en una matriz cataclástica degrano medio compuesta por cuarzo, plagioclasa y mi-ca. La plagioclasa (oligoclasa), ortoclasa y en menorproporción la microclina están en porcentajes aproxi-madamente iguales y el contenido promedio de cuarzoes de 30%, dando a la roca composición adamelítica.La biotita parda predomina sobre la moscovita. Losmegacristales de feldespato potásico, que en gran partecaracterizan esta unidad, se han interpretado comoporfiroblastos formados por efectos de un metamor-fismo termotectónico durante, o un poco después de laintrusión, más que como fenocristales en un pórfido deorigen magmático (Hall et al., 1972).

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El Intrusivo Néisico de Padua (Barrero y Vesga,1976) es de composición cuarzodiorítica, con linea-ción generalmente subparalela de láminas de biotitay moscovita, y textura hipidioblástica. La roca tienegrano medio a grueso. Los minerales esenciales soncuarzo, plagioclasa, biotita y moscovita, y los acce-sorios son sillimanita, granate, apatito, circón y tur-malina.

El Granito néisico de Palmitas (Mejía et al., 1983), otambién el Neis granítico de Palmitas, presenta unacomposición que varía de granítica a granodioriticay está compuesto por cuarzo, plagioclasa, ortosapertítica, biotita y moscovita y como accesoriosapatito, circón, opacos y ocasionalmente turmalina.Se caracteriza por la presencia de megacristales defeldespato. Los megacristales de ortosa son de colorgris oscuro, alcanzan hasta 10 cm o más, con bordessubredondeados, normalmente son alargados con uneje ligeramente mayor paralelo a la foliación (Esco-bar y Márquez, 1989).

El Neis de Quintero (Orrego et al., 1976; Orrego yParís, 1994) está compuesto por cuarzo, feldespatopotásico, mica blanca, granate y como accesoriosepidota, clorita, opacos. Presenta una disposiciónparalela a subparalela de bandas de cuarzo, feldes-pato y mica blanca con textura granoblástica. En al-gunas partes el grano se hace más fino y se muestracomo un esquisto. La facies de metamorfismo po-dría ser esquisto verde o anfibolita, sin presión defi-nida. Su origen es probablemente sedimentario(Orrego et al., 1976).

También en la parte central y oriental de la Cordille-ra Central se encuentran algunas edades en el rangoPermo-Triásico, tales como las del Neis de Abejorralen 207±5 Ma (González, 1980), del Intrusivo Néisi-co de Norcasia - San Diego en 209±7 Ma y de laAnfibolita de Padua en 226±10 Ma y 231±10 Ma(Vesga y Barrero, 1978). El Evento Hercínico ha-bría producido un reajuste isotópico en los cuerposde AN/EV(Pz-TR). Para el Neis de Abejorral, hayevidencias geológicas que la roca debe ser más anti-gua y que la edad isotópica obtenida es claramentede recalentamiento (Toussaint, 1993). Cerca al neisaflora el plutón post-tectónico de El Buey el cual esposterior al neis y del cual se obtuvo un dato de227±10 Ma K-Ar en biotita (González et al., 1980).

AN/EVm(Pz-KT)

Unidad compuesta por esquistos grafíticos, esquistosbiotíticos, cuarcitas, esquistos actinolíticos, anfibolitas,anfibolitas granatíferas, anfibolitas saussuríticas, ser-pentinitas, metagabros, metadiorita, pegmatitashornbléndicas y neises hornbléndicos formados en lasfacies esquisto verde y anfibolita, bajo condiciones demedia presión. Estas rocas hacen parte de una extensafranja que se localiza en la margen occidental de laCordillera Central desde la localidad de Santa Fe deAntioquia hasta la localidad de Buesaco en el depar-tamento de Nariño. Pertenecen a esta unidad la Anfi-bolita de Sucre (Grosse, 1926) , Esquistos de Sabaletas(Restrepo, 1986), Grupo Arquía (Restrepo y Touss-aint, 1976), Esquistos de Lisboa - Palestina (Mosque-ra, 1978), Esquisto anfibólicos del Río Cauca (Gon-zález, 1976,1980), Anfibolita saussurítica de Chinchi-ná (Estrada y Viana, 1993), Anfibolitas granatíferas dePijao (Toussaint y Restrepo, 1978), Grupo Bugala-grande (McCourt, 1984), Complejo Rosario(McCourt, 1984), Complejo Bolo azul (McCourt,1984; Grotjohann y McCourt, 1981), Anfibolitas ymetagabros de San Antonio (Orrego et al., 1976), Es-quistos verdes de la Mina (Orrego et al., 1976), Anfi-bolitas y metagabros de Paispamba (Orrego et al.,1993a), Esquistos verdes y metasedimentitas de Es-mita - La Sierra (Orrego et al., 1993a), Esquistos cuar-zo-micáceos y cuarcitas de Timbío (Orrego et al.,1993), Grupo Monopamba (Ponce, 1979) y Complejometamórfico de Buesaco (Murcia y Cepeda, 1991a,b).

La Anfibolita de Sucre (Grosse, 1926) está compuestapor actinolita, plagioclasa saussuritizada,clinozoisita/zoisita, epidota, clorita magnesiana,esfena, cuarzo y minerales opacos, cuyo protolitopodría ser un gabro de acuerdo a las texturas relictas, asu gran extensión y a la ausencia de intercalacionesvolcánicas o sedimentarias. Las condiciones deformación corresponden a la facies anfibolita (Mariñoy Saldarriaga, 1995).

Los Esquistos de Sabaletas (Restrepo, 1986) afloranentre Santa Fe de Antioquia y Bolombolo (Antioquia)y están compuestos por esquistos actinolíticos conclinozoisita - clorita - cuarzo, esquistos anfibólicos conhornblenda-cuarzo-epidota-plagioclasa-clorita-biotita-esfena-clinozoisita-moscovita, esquistos cloríticos,esquistos cuarzo-sericíticos, esquistos grafitosos yfilitas con sericita-grafito-clorita (Mariño y

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Saldarriaga, 1995). La presencia de clorita prógrada ybiotita ubica estas rocas en la facies esquisto verde.

El Grupo Arquía está formado por anfibolitas yanfibolitas con granates relacionados estrechamentecon esquistos negros, compuestas por actinolita-hornblenda, plagioclasa albita, zoisita, granate, clorita,mica blanca y esfena. El granate tiene unacomposición según Pyr19Alm65Sp1Gr18,Pyr9Alm52Sp12Gr27 y Pyr15Alm61Sp2Gr22. (Restrepo,1986). Además el Grupo Arquía está conformado poranfibolitas saussuríticas compuesta por hornblenda yplagioclasa saussuritizada con cantidades menores deepidota y biotita y generalmente sin granate, esquistocuarzo-moscovítico con grafito, clorita, granate,calcita, clinozoisita, cloritoide y plagioclasa, esquistosactinolíticos con plagioclasa, clorita, calcita, yserpentinita compuesta por crisotilo con algo demagnetita y calcita, localmente con restos de olivino yortopiroxeno (Restrepo, 1986). La presencia en lasanfibolitas granatíferas de oligoclasa y granate rico enalmandino permite ubicar el grado metamórfico en laparte inferior de la facies anfibolita de presión media(Restrepo, 1986). Los esquistos cuarzo-moscovíticospertenecen a la facies esquisto verde como lodetermina la presencia de cloritoide y clorita prógrada.(Restrepo, 1986).

Los Esquistos anfibólicos del Río Cauca estánconformados por esquistos anfibólicos con hornblendaactinolítica-plagioclasa (oligoclasa-andesina)-granate-zoisita y esquistos cuarzo- sericíticos con cloritoide,formados en la facies anfibolita en la series de faciesde presión media a alta, caracterizada por la presenciade zoisita, granate y hornblenda actinolítica en rocasde composición básica (González, 1980). Estas rocasno presentan diferencias con las correspondientes delGrupo Arquía.

Los Esquistos de Lisboa - Palestina están compuestospor esquistos anfibólicos con tremolita/actinolita-albita-clorita-epidota-cuarzo, esquistos cloríticos concuarzo-clorita-moscovita, anfibolitas con hornblendaactinolítica-epidota-albita, esquistos micáceos concuarzo-sericita-grafito (Mosquera, 1978, Estrada yViana, 1993). Las asociaciones actinolita-albita-clorita-epidota, actinolita-albita-epidota y clorita-albita-cuarzo-calcita corresponden a las facies esquistoverde (Puerta, 1990).

La Anfibolita saussurítica de Chinchiná estácompuesta por hornblenda actinolítica, plagioclasa ycantidades menores de epidota, cuarzo y clorita. Elprotolito de este cuerpo es una roca ígnea básica,probablemente un gabro, que fue sometido a un eventometamórfico regional, conservando localmente suscaracterísticas estructurales y texturas originales(Estrada y Viana, 1993).

El Grupo Bugalagrande (McCourt, 1984) estáconformado por esquistos anfibólicos con bandasalternantes de actinolita y/o clorita, separadas poralbita, epidota/zoisita y cantidades menores de cuarzo,esquisto grafítico con deformación polifásica, esquistomicáceo, mármol y cuarcita (McCourt, 1984), loscuales se interpretan como una secuenciaeugeosinclinal metamorfoseada de origen ensimático(McCourt y Aspden, 1984), depositada en la fosa,frente de arco y retroarco(McCourt, 1984).

El Complejo Rosario (McCourt, 1984) estácompuesto por anfibolitas con intercalacionesmenores de esquistos anfibólicos y pequeños yescasos cuerpos ultrabásicos. La mineralogíacomprende plagioclasa generalmente albita y menosfrecuente oligoclasa, y hornblenda-edenita concantidades variables de granate, cuarzo y epidota.Los esquistos anfibólicos son idénticos enafloramiento a los esquistos del Grupo Bugalagrande;en sección delgada, sin embargo, presentan unadiferencia importante, hornblenda es el anfíbol y noactinolita. Las rocas metaígneas del ComplejoRosario tienen mayor grado metamórfico que losEsquistos del Grupo Bugalagrande. Las Anfibolitasde Rosario contienen granate (almandino?) yabundante hornblenda. Almandino es característicodel metamorfismo de tipo bárico de media presión ysu presencia junto con albita, colocaría las rocas en laparte alta de la facies esquisto verde. Aunque laplagioclasa de las anfibolitas de Rosario es albita enla mayoría de las secciones delgadas examinadas, seobserva también oligoclasa que extiende el gradometamórfico a la parte de menor temperatura de lafacies anfibolita (McCourt, 1984).

El Complejo Bolo Azul (McCourt, 1984) estáconformado por metagabros, metadioritas, pegmatitashornbléndicas, neises hornbléndicos y anfibolitas queconstituyen, estructuralmente, la extensión sur de lasanfibolitas de Rosario, aunque su contacto es una fallaprincipal. La característica principal es la

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heterogeneidad estructural tanto en afloramientocomo a escala regional. Las metadioritas estáncompuestas por hornblenda y plagioclasa (albita-oligoclasa) con cantidades menores de epidota,clorita, esfena, calcita y cuarzo. La mayoríapresentan una fuerte textura ígnea con reliquias deplagioclasas zonadas. Los complejos Rosario y BoloAzul representan un complejo volcánico - plutónicodel arco. Las primeras son metaígneas queprobablemente representan lavas basálticas, mientrasque el Complejo Bolo Azul claramente representanuna serie metaígnea compuesta, dominada por rocasplutónicas básicas (McCourt, 1984)

Las Anfibolitas y metagrabros de San Antonio(Orrego et al., 1976) se encuentran asociados conesporádicos niveles de metapelitas, y están com-puestos por hornblenda, plagioclasa (andesina-labradorita), epidota y cuarzo. Las metapelitas con-tienen cuarzo, biotita, moscovita, plagioclasa (oligo-clasa). Las asociaciones mineralógicas ubican elmetamorfismo de estas rocas en las condiciones dela facies anfibolita, con una presión no definida(Orrego et al., 1976).

Los Esquistos verdes de la Mina (Orrego et al.,1976) están compuestos por esquistos cuarzo-micáceos, esquistos verdes, grafíticos y cuarcitas. Losesquistos verdes o metabasitas, presentan en sucomposición actinolita, clorita, albita, epidota ycalcita. Otros minerales son apatito, esfena, magnetitay pirita. Los esquistos cuarzo-micáceos estáncompuestos por cuarzo, sericita, clorita, epidota,plagioclasa (albita) y óxidos de hierro. Los esquistosnegros se componen de grafito, sericita, clorita ycuarzo. La mineralogía indica condiciones demetamorfismo en la facies esquisto verde (Orrego etal., 1976).

Las Anfibolitas y metagabros de Paispamba (Orrego etal., 1993a) están conformadas por anfibolitas conhornblenda-plagioclasa saussuritizada-epidota-cuarzoy por metagabros con anfíbol fibroso-plagioclasa.

Los Esquistos verdes y metasedimentitas de Esmita-La Sierra (Orrego et al., 1993a) están compuestos poresquistos anfibólicos, metapelitas, meta-areniscas yesquistos negros, metabrechas y metaconglomerados.En los esquistos anfibólicos se presenta unbandeamiento composicional de capas de actinolita,epidota y/o clorita separadas por capas de albita. Las

metapelitas corresponden a esquistos cuarzo-sericíticos. Es común encontrar capas de cuarcitadelgada y cuarzo en estructura de budines,generalmente asociado a los esquistos negros. Lacomposición mineralógica corresponde a la faciesesquisto verde (Orrego et al., 1993a).

Los Esquistos cuarzo-micáceos y cuarcitas de Timbío(Orrego et al., 1993a) son rocas finamente laminadascon capas muy replegadas y con budines de cuarzomuy abundantes. Los esquistos están compuestos porcuarzo, moscovita y plagioclasa y grafito. Localmentese presenta cloritoide. En la cuarcita el contenido demicas y clorita es importante. Los esquistos grafíticosy micáceos están compuestos por grafito, cuarzo, micablanca, clorita y óxidos de hierro. Estas rocaspertenecen a la facies esquisto verde (Orrego et al.,1993a).

El Complejo metamórfico de Buesaco (Cepeda, 1989;Murcia y Cepeda, 1991a,b;) está representado poresquistos verdes con clorita-actinolita-cuarzo-plagioclasa-clinozoisita, cuarcitas, esquistoscuarzosos, esquistos cuarzo micáceos, esquistosgrafitosos y esquistos micáceos con cuarzo-micablanca-plagioclasa-epidota.

En el Area de Mercaderes, departamento del Cauca,se presenta el depósito de avalancha ardientedenominado Tobas de Mercaderes (Grosse, 1935;Royo y Gómez, 1942), asociado en su exposiciónespacial a las rocas del Complejo Arquía (Maya yGonzález, 1995). Estas tobas contienen xenolitos deanfibolitas granatíferas, neises anfibólicos y granulitasmáficas (Martínez y García, 1989; Galvis y Cepeda,1982). Las rocas anfibólicas pertenecen a la faciesanfibolita de alta temperatura y se clasifican comoanfibolitas hornbléndicas. La facies granulita estárepresentada por granulitas piroxénicas, granulitaspiroxénicas granatíferas, granulitas piroxénicashornbléndicas granulitas hornbléndicas granatíferas,granulitas hornbléndicas granatíferas piroxénicas ygranulitas hornbléndicas piroxénicas granatíferas(Weber y González, 1993).

Las dataciones de anfibolitas y metagrabros en el flan-co occidental de la Cordillera Central han confirmadoedades cretácicas para estas rocas (McCourt et al.,1984a; Restrepo et al., 1985). Claramente se observaun fenómeno térmico entre 120 y 95 Ma para la Cor-dillera Central, detectado inclusive en dataciones K-Ar

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en hornblenda, mineral de alta temperatura de reten-ción. La incertidumbre radica en la interpretación desi estas rocas se formaron en el Mesozoico y sufrieronmetamorfismo poco después o si se trata, como argu-menta McCourt et al. (1984a), de rocas metamórficaspaleozoicas afectadas por fenómenos térmicos duranteel Cretáceo. De otro lado, existe una estrecha asocia-ción con rocas de alta presión, tipo eclogitas y esquis-tos azules, con dataciones cretácicas. Dataciones K-Ar en hornblenda en la Anfibolita de Sucre dieron 482± 50 Ma (Toussaint et al., 1978b) y 228 ± 26 y 284 ±30 (Restrepo et al., 1991) con lo que se presenta unaincertidumbre en la edad del metamorfismo de estasanfibolitas o la presencia de dos eventos metamórfi-cos. La datación isocrona Rb-Sr en roca total del Ba-tolito de Santa Bárbara dio una edad de 211±51 Ma(McCourt et al., 1984a) que se cree representa la edadde la intrusión del batolito el cual intruye claramentelas rocas del Complejo Rosario, esta datación ha sidoampliamente debatida por Restrepo y Toussaint.

En el reciente trabajo de Restrepo-Pace (1995) se pre-senta de manera anexa dos dataciones 40Ar/39Ar quedieron en un neis hornbléndico del Complejo Rosariouna edad integrada 40Ar/39Ar de 82±4 Ma, una edadPlateau 40Ar/39Ar de 83.8±1.3 Ma y una edad isocronade 85±1 Ma, y en otro neis hornbléndico, pertene-ciente a la misma unidad, una edad integrada de80.2±1.7 Ma. Además se presenta el resultado de ladatación 40Ar/39Ar en biotita de la granodiorita delBatolito de Santa Bárbara que dio 45.8±1.7 Ma (Res-trepo-Pace, 1995).

En este trabajo se le asigna a la unidad AN/EVm(Pz-KT) una edad entre el Paleozoico y el Cretáceo tem-prano para el evento o los eventos tectometamórfi-cos que la formaron, continuando vigente la pre-gunta si las rocas de esta unidad adquirieron su me-tamorfismo durante su emplazamiento al continente, osi ya previamente se habían transformado en metamor-fitas (Restrepo, 1986).

AN(Pz-TR)

Unidad compuesta por paraneises cuarzo-feldespáticos y esquistos biotíticos formados bajocondiciones de la facies anfibolita sin presióndefinida, que agrupa al Neis de Chinchiná (Puerta,1990; Estrada y Viana, 1993).

El Neis de Chinchiná, descrito inicialmente porMosquera (1978) como Intrusivo néisico deChinchiná basado en su textura protoclástica yaparente carácter intrusivo, es reconsiderado porPuerta (1990) y se trata de una roca de grano grueso,con una estructura néisica marcada por bandasalargadas de biotita intercaladas con bandas másgruesas de cuarzo y feldespato. Localmente presentafacies pegmatíticas compuestas por cuarzo, feldespatoy mica blanca. La mineralogía está compuesta porcuarzo, plagioclasa (albita?), feldespato potásico,biotita, moscovita, sillimanita (fibrolita) y granate. Laaparición de sillimanita y feldespato potásico y laaparente ausencia de moscovita prógrada indica queestas rocas sufrieron metamorfismo en condiciones defacies anfibolita. De otro lado, no hay criterios muyclaros para determinar el tipo bárico de esta unidad(Estrada y Viana, 1993).

Asociados al Neis de Chinchiná se presenta esquistosbiotíticos compuestos por cuarzo, plagioclasa albita-oligoclasa, biotita, moscovita, andalucita, sillimanita(fibrolita), cordierita y circón. La presencia desillimanita y cordierita es indicadora de la facies deanfibolita, mientras que la presencia de andalucitapodría indicar que las temperaturas no fuerondemasiado altas. La presencia de cordierita yandalucita es indicadora de condiciones de bajapresión. Los porcentajes de cuarzo y elsubredondeamiento de algunos circones, indica unorigen sedimentario a partir de areniscas de grano fino(Puerta, 1990).

Es posible correlacionar este cuerpo con los paranei-ses de la unidad AN/EV(Pz-TR) localizados en ellado central y oriental de la Cordillera Central te-niendo en cuenta su composición mineralógica. Laposición actual de estos paraneises podría estar rela-cionada con eventos tectónicos que los emplazaronhacia el occidente (Estrada, Juan José, com. Oral).

E/EAa(KT)

Compuesta por esquistos de glaucofana-jadeita, es-quistos de glaucofana-lawsonita y eclogitas, con in-tercalaciones menores de esquistos micáceos, perte-necientes a las facies esquisto azul y eclogita, y altapresión de metamorfismo. En esta unidad se en-cuentran los Esquistos glaucofánicos de Jambaló(Orrego et al., 1980a), Eclogitas y esquistos azules

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de Barragán (McCourt y Feininger, 1984), Esquistosde glaucofana de Pijao (Núñez y Murillo, 1978) yEclogitas de Pijao (Restrepo, 1986). Las exposicio-nes de esta unidad se encuentran en los siguientessitios: al oriente de la población de Jambaló (Cauca),en la población de Barragán (Valle) y al surocci-dente de Pijao (Quindío). Probablemente existenotros cuerpos eclogíticos al occidente de Manizales(González, com. pers.).La unidad Esquistos glaucofánicos de Jambaló estáncompuestos por glaucofano, plagioclasa (albita),cuarzo, mica blanca, stilpnomelano, clorita, epidota,actinolita, granate y como accesorios esfena, grafito,calcita, apatito, rutilo y circón (Orrego et al., 1980a).

Rocas de alta presión han sido descritas en un cintu-rón estrecho entre las poblaciones de Pijao (Quindío)y Barragán (Valle). Este cinturón está limitado enambos lados por fallas y los esquistos azules y eclo-gitas están íntimamente asociados con rocas ultrabá-sicas intensamente tectonizadas y serpentinizadas.Estudios petrográficos han revelado la asociaciónmineral lawsonita-glaucofana-pumpellyta-albita-sericita-cuarzo en los esquistos azules. Lawsonitaalcanza un 25-30% de la moda y ocurre como granoseuhedrales con un promedio de 0,2 mm de longitud.En algunas muestras la glaucofana alcanza el 8-10%de la moda, con un decrecimiento asociado en elporcentaje de lawsonita. La presencia de la paragé-nesis mineral descrita indica metamorfismo en con-diciones de alta presión y baja temperatura(McCourt y Feininger, 1984). Las condiciones esti-madas de temperatura y presión para ésta son de325±50ºC y 6,5±2,5 Kbars según Winkler (1979),(McCourt y Feininger, 1984).

Las eclogitas son rocas de color verde oscuro, folia-das, con granos de tamaño fino a medio, con abun-dancia en granate. En afloramiento son masivas yaltamente cizalladas. Onfacita se presenta comogranos astillados parcialmente destruidos por meta-morfismo retrógrado y bordeados por anillos kelifí-ticos de epidota, anfíbol, clorita y plagioclasa (?). Elgranate es almandino levemente zonado con más de25% de grosularia; con relación a los núcleos, losbordes son ricos en piropo y pobres en espesartita.El anfíbol es hornblenda subcálcica alumino-edenítica con 3,2-3,4 % de Na2O (McCourt y Fei-ninger, 1984).

Las Eclogitas de Pijao (Restrepo, 1986) son eclogi-tas retrogradadas a anfibolitas, pues el clinopiroxenoes onfacítico y el conjunto mineralógico eshornblenda-granate-zoisita-clinopiroxeno-plagioclasa-cuarzo-rutilo (Restrepo, 1986). Estasrocas se encuentran íntimamente relacionadas conlas Anfibolitas granatíferas de Pijao.Varios orígenes han sido propuestos para el cinturónmetamórfico de media y alta presión. En opinión deFeininger (1980) y McCourt y Feininger (1984), laseclogitas y los esquistos azules formados en la zonade subducción pudieron emplazarse por diapiros deserpentinita. Orrego et al. (1980a) consideran queestas secuencias hacen parte de un “melange” quepudo marcar la zona de subducción durante el Jurá-sico-Cretáceo temprano la cual fue tectónicamenteintercalada con unidades metamórficas paleozoicas.Restrepo y Toussaint (1975) sostienen que el cintu-rón metamórfico de media a alta presión asociadocon una serie ofiolítica es la consecuencia de unprimera colisión de placa continental y oceánica, lacual pudo ocurrir durante el Cretáceo Temprano. Elcinturón metamórfico pudo formarse en una zona desubducción y posteriormente emplazado al conti-nente por medio de una obducción, aunque tambiénes posible que se haya formado directamente duranteel cabalgamiento de ofiolitas a lo largo de la margencontinental (Toussaint y Restrepo, 1994). Las data-ciones existentes en estas rocas son: 125±15 Ma se-gún K-Ar en roca total de un esquisto sericítico de launidad Esquistos glaucofánicos de Jambaló (Orregoet al., 1980b), 104±14 Ma según K-Ar en hornblen-da dio (De Souza et al., 1984) y 110±10 Ma por K-Ar roca total en una eclogita retrogradada a anfibo-lita (Toussaint y Restrepo, 1978).

C/PP(KT)

Hacen parte de esta unidad dos segmentos litológi-cos: uno esencialmente sedimentario constituido poruna secuencia interestratificada de grawacas, lodo-litas carbonosas, shales y cherts negros con propor-ciones menores de areniscas y delgadas intercalacio-nes de calizas negras, y otro segmentos esencial-mente volcánico con espilitas, basaltos, diabasas,andesitas, tobas y brechas, las cuales fueron afecta-das por un metamorfismo en la facies ceolita yprehnita-pumpellyta de baja presión. Estas rocasafloran en una franja discontinua que va desde lapoblación de Santa Fe de Antioquia hasta los alrede-

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dores de Buesaco (Nariño). En esta unidad se en-cuentran los Metabasaltos del Cretáceo inferior (Hallet al., 1972), la Formación Quebradagrande (Botero,1963; González, 1980; Mosquera, 1978; McCourt etal., 1984b; Orrego et al., 1976; Orrego et al., 1993a,1993b; Murcia y Cepeda, 1991a,b).

Las rocas típicas de la fase volcánica son espilitascompuestas por plagioclasa sódica (albita-oligoclasa) y augita-pigeonita con actinolita, pum-pellyta, clorita, epidota, clorita-hematita (Restrepo yToussaint, 1984). Por lo general la roca muestraevidencias de alteración hidrotermal en los piroxe-nos y relleno de cavidades con epidota y calcita. Lapresencia de núcleos irregulares de andesina o labra-dorita en los cristales de plagioclasa sódica, indicaque el feldespato actual es el resultado de albitiza-ción de una plagioclasa originalmente más cálcica.Localmente la roca muestra estructura almohadilladacon restos de zonamiento concéntrico donde la zonainterior o núcleo, es de grano un poco más grueso ycomposición diabásica.

Asociadas a las espilitas se encuentran rocas diabá-sicas y basaltos donde se conservan las característi-cas tanto texturales como de composición de la rocaoriginal. La augita y pigeonita se encuentran par-cialmente alteradas a clorita-uralita y la plagioclasa(An52) está sólo parcialmente saussuritizada. Las va-riaciones en el contenido de algunos óxidos se debena la presencia de rocas mezcladas con basaltos ydiabasas de composición normal, así como de rocasbasálticas afectadas por metasomatismo cálcico conremplazamiento de plagioclasa y relleno de vesícu-las con silicatos alumino-cálcicos hidratados, espe-cialmente epidota, prehnita y algunas ceolitas (Gon-zález, 1980)

Al oriente de Yarumal (Antioquia) se encuentran losMetabasaltos del Cretáceo Inferior (Hall et al.,1972), los cuales están relacionados con la Forma-ción San Pablo. Esta unidad está intruída por lentesde metagabro y serpentinita y por un granito cata-clástico. La mayor parte de los metabasaltos sonflujos masivos de basalto, posiblemente submarinosy en menor proporción, brechas de flujo. La mayorparte de la unidad tiene composición espilítica. Lasrocas típicas están compuestas por prismas de acti-nolita verde pálida cuyos contornos sugieren que laactinolita es un remplazamiento uralítico de los pi-roxenos originales, probablemente augita. La pla-

gioclasa es albita u oligoclasa en cristales tabulares.Localmente se presentan amígdalas con clorita ver-de, calcita y prehnita.

Los fósiles encontrados en Arma (Botero et al.,1974) y en la Quebrada Campanas (Caldas) son pe-lecípodos y gasterópodos asignados al Cretáceotemprano (Barremiano medio - Albiano inferior).Las rocas de C/PPb(KT) están intruídas por el Com-plejo ígneo de Córdoba con edad K-Ar de 77±3 Ma,implicando una edad mínima cretácea superior(McCourt et al., 1984a).

ÁREA AL OCCIDENTE DE LA FALLACAUCA-ALMAGUER (ROMERAL)

Suroccidente de la Cordillera Central, CordilleraOccidental

C/PP/EV(Kt-Pg)1

Unidad compuesta por basaltos y lavas andesíticas, ycantidades menores de doleritas, gabros, brechasvolcánicas y delgados horizontes de vulcanoclasti-tas, con metamorfismo en las facies ceolita, prehni-ta-pumpellyta y esquisto verde de baja presión. Enesta unidad se agrupan los Metabasaltos del Cretá-ceo Superior (Hall et al., 1972), Formación Barroso(Alvarez y González, 1978), Basaltos de la Trinidad(Parra et al., 1983), Grupo Diabásico (Nelson,1957), Formación Volcánica (Aspden et al., 1985);Formación Amaime (McCourt et al., 1984b). Estasrocas se distribuyen en franjas continuas a lo largode la Cordillera Occidental, desde su extremo norteen Antioquia, hasta el extremo sur en el Departa-mento del Nariño.

Hall et al. (1972) describen, en el extremo norte dela Cordillera, la unidad Metabasaltos del CretáceoSuperior formada por pórfidos, brechas vítreas deflujo parcialmente devitrificadas, aglomerados ba-sálticos, tobas y en menor proporción diabasas cuar-zosas de composición esencialmente toleítica. Au-gita y pigeonita son los principales minerales máfi-cos y la plagioclasa es andesina o labradorita; oca-sionalmente se encuentran rocas espilíticas concristales tabulares de oligoclasa o albita. Se en-

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cuentran amígdalas rellenas con clorita (Hall et al.,1972).Alvarez y González (1978) describen en el sector aloccidente de Santa Fe de Antioquia, la FormaciónBarroso como una unidad compuesta por espilitas,diabasas, basaltos porfiríticos, basaltos, aglomeradosy brechas volcánicas. Las espilitas poseen feldes-pato sódico producido por albitización de una pla-gioclasa originalmente más cálcica y con mineralesferromagnesianos uralitizados y cloritizados. Losbasaltos están compuestos por plagioclasa cálcica,piroxeno, anfíbol fibroso pálido y magnetita. Es fre-cuente la estructura almohadillada en estos basaltos.Estas rocas volcánicas presentan interestratificacióncon liditas. Las diabasas presentan abundantesfracturas rellenas por epidota y localmente con cal-cita y clorita; la plagioclasa está albitizada y la au-gita-pigeonita está reemplazada por clorita, epidota ycalcita. Parra (1976) identifica la asociación lau-montita-prehnita-pumpellyta.

Al occidente de Pereira aflora un grupo de vulcani-tas descritas como Basaltos de la Trinidad, com-puestos por basaltos, diabasas y tobas o aglomeradosvolcánicos, con la presencia de prehnita y pumpe-llyta (Parra et al., 1983).

En el Departamento del Valle, Barrero (1979) expo-ne la presencia de las facies ceolita, prehnita-pumpellyta y esquisto verde en el Grupo Diabásico.Las rocas pertenecientes a la facies ceolita presentanla asociación diagnóstica heulandita-cuarzo, la cualocurre principalmente en microvenas y amígdalas.Rocas en la facies prehnita-pumpellyta contienenpumpellyta, clorita, epidota. La facies esquisto ver-de tiene como paragénesis plagioclasa, clorita, epi-dota, actinolita y cuarzo. Para Rodríguez (1981)estas rocas pertenecerían a las facies ceolita,prehnita-pumpellyta y esquisto verde. La ausenciade deformación penetrativa, la buena preservaciónde las formas cristalinas originales de las tablas deplagioclasa aún en plagioclasas cálcicas que han sidoreemplazadas completamente por albita (Nivia,1987), y la presencia de esfena como la fase establede titanio indican que se trata de un metamorfismohidrotermal asociado con la circulación de agua delmar promovida por la alta temperatura en los focosde vulcanismo que dieron origen a estas rocas(Humpris and Thompson, 1978). Aguirre (1989)sostiene que estas rocas están afectadas por un me-tamorfismo de bajo grado, no deformativo, pre-

orogénico del tipo piso oceánico, que comprende lasfacies ceolita, prehnita-pumpellyta y posiblementeesquisto verde. Igualmente estima que el intervalode temperatura del metamorfismo es de 120-300ºCindicando un gradiente térmico próximo a100ºC/km. Este autor obtuvo valores de presión ytemperatura de 1,05 ± 0,05 kbar y 165±5ºC, respec-tivamente, para el límite entre las facies ceolita yprehnita-pumpellyta.

Al sur de Colombia, en el Departamento de Nariño,los metabasaltos conservan las texturas originales; lamineralogía es plagioclasa y pigeonita; magnetita oilmenita, olivino y vidrio son los accesorios más im-portantes. La plagioclasa se encuentra epidotizada.El piroxeno define la textura subofítica con la pla-gioclasa. El olivino se presenta alterado a mineralesde serpentinita. Clorita aparece rellenando vesículasy fracturas, reemplazando al piroxeno y acompañan-do a cuarzo, calcita y pumpellyta. La pumpellyta sehalla asociada con epidota, cuarzo, calcita y prehni-ta, muy comúnmente rellenando fracturas. Algunasvesículas se encuentran rellenas por ceolitas. Espi-nosa (1980) reporta la presencia de laumontita en la-vas almohadilladas en la región de El Tambo. Lapresencia de clorita, pumpellyta, prehnita, ceolita(laumontita) y cuarzo, así como la buena preserva-ción de las texturas originales de la mayor parte delas rocas, indican que fueron sometidas a metamor-fismo de muy bajo grado. La aparición de epidotapobre en hierro, asociada a ferroactinolita, clorita,moscovita y cuarzo, y la desaparición de prehnita,pumpellyta y ceolitas marca el paso a la parte debaja presión del grado bajo de metamorfismo; lasrocas que han alcanzado este grado de metamorfis-mo pertenecen a la facies esquisto verde y se puedendistinguir en el campo por desarrollar foliación, asísea incipiente (Cepeda, 1989).

Los registros fósiles indican edades desde el Aptia-no-Albiano hasta el Maestrichtiano (Bourgois et al.,1982; Etayo et al., 1980; Barrero, 1979; Rodríguez,1981; Hall et al., 1972; Castro y Feininger, 1965;Nelson, 1957; Schwinn, 1969; Henderson, 1979).Las dataciones isotópicas indican un rango entre 81y 94 Ma Para McCourt (1984) la Formación Amai-me sería de edad Jurásico superior - Cretáceo Tem-prano de acuerdo a la intrusión del Batolito de Buga,el cual tiene una edad K-Ar de 113±10 Ma (Touss-aint et al., 1978a) y la Formación Volcánica tendríauna edad Cretáceo temprano, por lo tanto se tendría

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una edad mínima Cretáceo Temprano para el meta-morfismo.

C/PP/EV(Kt-Pg)2

Unidad compuesta por pizarras, filitas, meta-areniscas, metacalizas y metacherts en las faciesceolita, prehnita-pumpellyta y esquisto verde aso-ciada a la unidad C/PP/EV(Kt-Pg)1 y distribuida enfranjas discontinuas a lo largo de la Cordillera Occi-dental, desde el departamento de Nariño hasta laterminación de la Cordillera en el sur del departa-mento de Córdoba. Se agrupan en esta unidad laFormación Espinal (Hubach y Alvarado, 1934),Formación Cisneros (Barrero, 1979), Formación Lá-zaro y Formación Consólida (Parra et al., 1983), yprobablemente la Formación Penderisco (Alvarez yGonzález, 1978).

La Formación Cisneros está constituida por las si-guientes rocas: 1) Pizarras y filitas finamente lami-nadas, con planos de clivaje subparalelos a la estrati-ficación original. Están compuestas generalmentepor fragmentos de cuarzo y plagioclasa, materialcarbonáceo, óxido de hierro, y minerales como bio-tita, moscovita y clorita. Las variedades filíticasmuestran un mejor desarrollo de micas. 2) Meta-areniscas moderadamente seleccionada con una ma-triz compuesta por cuarzo, minerales opacos, y neo-minerales como biotita, clorita y moscovita. Losminerales granulares son principalmente cuarzo,plagioclasa y biotita. 3) Metacalizas intercaladascon pizarras carbonáceas grises y chert negro en ho-rizontes de estratificación paralela y espesores supe-riores a 30 cm. Las calizas finogranulares contienencantidades variables de cuarzo y plagioclasa. 4)Metachert interestratificados con pizarras silíceasgrises o formando parte de paquetes de arenisca.Los metachert fosilíferos están compuestos por unamatriz de cuarzo criptocristalino a microcristalino ymateria orgánica con fauna de radiolarios y forami-níferos. Los tipos no fosilíferos están compuestospor silicatos, materia orgánica y clorita. Los meta-cherts muestran evidencia de diferente grado de re-cristalización y muy a menudo muestran una com-plicada red de venas compuesta por cuarzo, calcita yceolitas (Barrero, 1979).

La Formación Espinal está compuesta por chertsbandeados, shales, areniscas, limolitas y en menorabundancia calizas (Barrero, 1979).

En el sur de la Cordillera Occidental, en el departa-mento de Nariño, aflora una secuencia de pizarras,filitas, metachert y metagrawaca, estrechamente re-lacionadas con metabasaltos. Las metalimolitas, aveces ricas en materia orgánica, se componen decuarzo, epidota, plagioclasa, clorita, prehnita, pum-pellyta, mica blanca, óxidos de hierro y magnetita; elmetachert presenta venillas de calcita; las metagra-wacas contienen plagioclasa, sericita, clorita, cuarzopolicristalino y clastos de basaltos, andesitas, cuar-citas y esquistos micáceos (Cepeda, 1989).

Parra et al.(1983) describe las formaciones Lázaro yConsólida en la parte central de la Cordillera Occi-dental. La primera está conformada principalmentepor metalimolitas, meta-arcillolitas, pizarras, meta-areniscas y conglomerados. En las metalimolitaspuede observarse sericita, clorita y a veces biotita,como minerales metamórficos. De acuerdo a estosautores las características de metamorfismo penetra-tivo disminuye hacia el norte.

En la parte norte de la Cordillera Occidental Alvarez(1971) y Alvarez y González (1978) definen la For-mación Penderisco, perteneciente al Grupo Cañas-gordas, con los miembros Urrao y Nutibara, para lospaquetes areno-arcilloso y otro calcáreo-lidítico. ElMiembro Urrao está compuesto por grawaca, limo-lita y arcillolita, conglomerados y localmente bancosdelgados de lidita y caliza. El Miembro Nutibaraestá compuesto por caliza y lidita en bancos interes-tratificados, silos de vulcanitas y localmente grawa-cas.La generalidad de autores defienden la ausencia demetamorfismo en estas rocas, las cuales representanla continuación al norte de las rocas con metamor-fismo del sur. Alvarez y González (1978) presentanlas siguientes observaciones: 1) En algunos frag-mentos de rocas volcánicas, en las grawacas delmiembro Urrao, se observó la formación de peque-ños cristales de pumpellyta y prehnita. Estas rocasestán estrechamente asociadas con la Formación Ba-rroso. 2) En las arcillolitas del Miembro Urrao sereporta localmente una débil recristalización conformación de sericita. Para Nivia (1996) las rocasde la Formación Penderisco y el Grupo Dagua pre-sentan evidencias estructurales que no soportan unaseparación y además se encuentran afectadas porprocesos de metamorfismo dinámico, siendo másintenso el efecto metamórfico al sur de la cordilleray menos intenso al norte. Igualmente propone el

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nombre de Complejo estructural Dagua para estasrocas. En la región de Dabeiba (Antioquia) afloranunas pizarras claramente diferentes de las cuales seobtuvo una datación K-Ar de 100 Ma (Restrepo etal., 1979) y que debido a su tamaño no fueron pre-sentadas en el mapa.

Serranía del Baudó

C/PP(Kt-Pg)

Unidad compuesta por basaltos, diabasas, gabros yescasos cuerpos ultramáficos, asociados con lentesde sedimentos tobáceos y areniscas, areniscas calcá-reas y calizas, que afloran en una franja continua enel borde occidental de la Serranía del Baudó. Lasrocas básicas presentan características de metamor-fismo de piso oceánico en la facies ceolita y prehni-ta-pumpellyta, y han sido descritas como parte delComplejo Igneo Básico (Goosens et al., 1977) y Ba-saltos de la Serranía del Baudó (Cossio, 1994).

Las rocas básicas de la Serranía del Baudó son porfi-ríticas, ofíticas o equigranulares. La mineralogía co-rresponde a piroxeno (augita principalmente), pla-gioclasa (andesina-labradorita). Las amígdalas y ve-nas están rellenas por clorita, plagioclasa sódica yceolitas (Goosens et al., 1977). Para Galvis (1980)existen tres tipos de basaltos en Cabo Corrientes: elmás importante es un basalto compuesto por labra-dorita y clinopiroxeno, y algo de vidrio; es común laalteración, con formación de calcita, clorita, epidotay ceolitas, y eventualmente minerales metamórficoscomo pumpellyta, prehnita y stilpnomelana. Otro ti-po es olivínico con labradorita en microlitos, clino-piroxeno, olivino en una matriz de vidrio pardo os-curo, llegando a veces a picritas. El tercer tipo co-rresponde a basaltos y diabasas de carácter alcalinocon plagioclasa alterada, augita titanífera, feldespatopotásico, biotita, pumpellyta, stilpnomelana y apati-to. Macía (1985) reporta la presencia en el CaboCorrientes de basaltos, basaltos espilitizados, espili-tas y basaltos komatiíticos. Bandy (1970) reportamicrofósiles planctónicos del Coniaciano-Maestrichtiano en sedimentitas intercaladas en flujosbasálticos. Gansser (1950) y Goosens et al. (1977)citan la presencia de fauna característica del Eocenomedio en las calizas arrecifales, intercaladas conflujos basálticos de Cabo Corrientes.

ÁREA ENTRE LA FALLA DE OCA Y LAFALLA SANTA MARTA-BUCARAMANGA(Sierra Nevada de Santa Marta)

Cinturón de la Sierra Nevada

G/ANm(Pεε4)2

Unidad compuesta por granulitas cuarzo pertíticas,granulitas de composición intermedia, granulitas máfi-cas, granulitas calcáreas, granulitas ultramáficas, gra-nulitas ricas en granate pertenecientes a la facies gra-nulita de media presión de metamorfismo, que afloranen zonas de la parte central y oriental de la Sierra Ne-vada de Santa Marta. Estas rocas han sido descritascomo Granulitas de los Mangos (Tschanz et al., 1974)y localmente como Neis de Dibulla (MacDonald andHurley, 1969)

Según Tschanz et al. (1969b) las características fun-damentales de las seis variedades de granulitas son:

1. Granulitas cuarzo pertíticas caracterizadas por laestructura con cuarzo en granos alargados y delgadoso finas bandas lenticulares que separa bandasgranoblásticas más gruesas de cuarzo y feldespato, laplagioclasa, generalmente oligoclasa, estásubordinada al cuarzo. Los minerales máficos, biotitay anfíbol pueden estar ausentes y los accesorios sonóxidos, circón y epidota secundaria. Algunas veces seforma una débil lineación cuando los granos decuarzo más gruesos están elongados. La fábrica decuarzo granulítico sólo está bien desarrollada en lasrocas potásicas leucocráticas y no en las rocasgraníticas ricas en plagioclasa (Tschanz et al., 1969b).

2. Granulitas de composición intermedia desdecuarzodiorita hasta sodagranito o trondjhemita. Laasociación mineral característica de la facies granulitaes escasa y los minerales secundarios sonrelativamente abundantes. La biotita y el anfíbol raravez tienen el intenso color café diagnóstico de estosminerales en las granulitas máficas. El cuarzo esabundante y usualmente muestra extinción ondulante.La plagioclasa es oligoclasa sódica. La antipertita eslocalmente común. La microclina o pertitamicroclínica y cuarzo son menos que la plagioclasa.Clinopiroxenos verdes y anfíboles generalmente seasocian con oligoclasa.

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3. Granulitas máficas compuestas por hornblendacafé, clinopiroxeno, ortopiroxeno y plagioclasa(andesina). Cuarzo, biotita y aún, pertita pueden serlocalmente abundantes y el granate escaso. El apatitoes común. Muchas capas están finamente bandeadasy consisten principalmente de minerales máficosgranoblásticos de grano grueso. La foliación marcadapor la orientación de piroxenos y anfíboles no es muyobservable en las muestras de mano. Algunas capascontienen clinopiroxeno y ortopiroxeno, andesina, ymagnetita. Otras capas tienen estos minerales máshornblenda. Algunas rocas tienen abundante biotitaprimaria, andesina y granate, otras contienen biotita yhornblenda. El espesor del bandeo composicionalvaría desde unos centímetros hasta metros ocentenares de metros.

4. Granulitas calcáreas compuestas por capas delgadasde rocas calcáreas o calco-silicatadas, con unafoliación pobremente desarrollada, compuestas porcalcita, diópsido y microclina, que también puedencontener plagioclasa cálcica o un mineral decomposición similar que se ha retrogradado a unagregado de albita, calcita, clinozoisita y clorita.Algunas rocas calcáreas contienen olivino magnésico,flogopita, grosularia, esfena, o wollastonita (?). Lasgranulitas calcáreas incluyen mármoles olivínicosserpentinizados y mármoles con wollastonita ygrosularia (Gansser, 1955). Las granulitas calcáreaslocalizadas en el Río Los Mangos y en la parte alta delvalle del Río Donachui están compuestas pormármoles con diópsido, diópsido-flogopita y diópsido- microclina. Los mármoles observados en el RíoAriguaní y en el Río Guamachito son tambiéndiopsídicos, algunos de los cuales contienen un pocode magnetita.

5. Granulitas ultramáficas conformadas por delgadascapas en las granulitas máficas y compuestas porhornblenda, piroxeno, olivino y plagioclasa, conabundante apatito, magnetita o ilmenita. Algunasrocas consisten casi enteramente de ilmenita (?) yapatito y como accesorios hornblenda azulosa, esfena,epidota y biotita secundaria. Otras rocas contienenhornblenda, apatito, magnetita y un poco de andesinaen orden decreciente de abundancia. Otras consistenprincipalmente de augita e ilmenita (?) con algo deanfíbol secundario y esfena. Los piroxenos sonintercrecimientos de augita y diálaga (?) los cualesestán alterados a hornblenda actinolítica de colorverde. Los granos de magnetita (o ilmenita) tienen

coronas de esfena o leucoxeno. Las granulitasperidotíticas contienen olivino y clinopiroxenoincoloro, y una augita parcialmente alterada ahornblenda verde-parda y biotita. Labradorita cálcicaes un constituyente menor. Olivino es el mayorconstituyente en dos de las cuatro asociacionesdescritas por Gansser (1955) y hornblenda es elmineral más abundante en las otras dos. Olivinoocurre con clinopiroxeno, biotita, labradorita ehipersteno.

6. Granulitas ricas en granate probablementealmandino, de color rojo, abundante en las granulitasmáficas en el área de Corral de Piedras y al norte delPlutón Latal, donde la mineralogía es granate de colorrosa pálido y cuarzo con accesorios clinopiroxeno,circón y apatito. También se presentan rocas congranate, hornblenda primaria, clinopiroxeno,andesina, magnetita o ilmenita y biotita en ordendecreciente. Sinembargo, el granate es un mineralpoco común en todas las demas variedades de lasGranulitas de los Mangos.

Asociados a las granulitas se encuentran paquetes deanortositas néisicas compuestas por plagioclasa quevaría en composición desde labradorita sódica a oligo-clasa cálcica, con textura protoclástica. Los cristalesde plagioclasa están localmente fracturados. Los mi-nerales máficos primarios generalmente están reem-plazados por anfíbol actinolítico verde pálido, clorita yepidota. Biotita y moscovita son minerales secunda-rios en pequeñas cantidades, y ocurren a menudo enfracturas o a lo largo del clivaje de la plagioclasa. Losminerales máficos de color verde oscuro regularmenteforman pequeños agregados lenticulares discontinuosque marcan la foliación. El mineral máfico primarioen la Anortosita de Sevilla puede haber sido enstatita.Los minerales máficos primarios en la Anortosita deOrihueca corresponden a granate rojo y magnetita oilmenita, asociados a pequeñas cantidades de anfíbolsecundario, clorita, biotita y epidota. Los granates es-tán parcialmente reemplazados por clorita y epidota, yel óxido opaco frecuentemente tiene coronas de anfí-bol secundario verde azul y biotita verde parda, la cualtambién reemplaza el anfíbol secundario. Las rocasmáficas en las márgenes de las anortositas regular-mente contienen clinopiroxeno.

El Neis de Dibulla, en esta misma unidad, ha sidodatado por isocrona Rb-Sr en 1400 Ma y por Rb-Sren roca total en 1300 Ma (MacDonald and Hurley,

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1969). Una edad Rb-Sr convencional en un neiscuarzo-pertítico dio 752 ± 70 Ma y una edad K-Aren un neis con hornblenda dio 950 ± 30 Ma(Tschanz et al., 1974). Dataciones U-Pb en sietecircones de un neis con granate, cuarzo y piroxenotomado en las Granulitas de los Mangos dieron tresresultados alrededor de 1.500 Ma y cuatro estuvie-ron entre 1.000 y 1.300 Ma (Restrepo-Pace, 1995).Otras dataciones U-Pb en siete circones de un neishornbléndico tomado en la carretera Santa Marta -Riohacha dieron edades entre 1.000 y 1.300 Ma(Restrepo-Pace, 1995). Además las dataciones40Ar/39Ar en granulitas dieron 561±6 Ma y 845 Ma(Restrepo-Pace, 1995).

Los datos geocronológicos y las asociaciones litoló-gicas del basamento de la Sierra Nevada de SantaMarta sugieren que hace parte del cinturón de edadGrenvilliana, Evento Nickeriense, llamado en Vene-zuela, Evento Orinoquense (Martín, 1972). Unaedad residente 147Sm/144Nd de corteza que dio 1.720Ma en una granulita (Restrepo-Pace, 1995) indicaque hubo un emplazamiento y mezcla de escamas decorteza más antigua en rocas del Proterozoico Tem-prano - Arcaico Tardío (Restrepo-Pace, 1995).

AN(Pz)

Unidad compuesta por ortoneises dioríticos a cuar-zodioríticos, migmatitas, neises de hornblenda ybiotita, neises augen en la facies anfibolita, localiza-da entre los batolitos de Aracataca y Pueblo Bello, ydenominadas como “Ortoneis sintectónico” dentrode las rocas metamórficas no diferenciadas (Tschanzet al., 1969a).

Estas rocas están compuestas por hornblenda verde averde azulosa, biotita verde. La textura es augenformada por lentes discontinuos de hornblenda ybiotita, y presenta efectos dinámicos. Cerca a loscontactos con los batolitos de Aracataca y PuebloBello, se presentan paraesquistos con porfiroblastosde feldespato, provenientes probablemente de gra-wacas, parcialmente conglomeráticas. Los paraes-quistos contienen abundante cuarzo, oligoclasa ybiotita, algo de moscovita, clorita secundaria, epi-dota, y como accesorios esfena, óxidos de hierro,apatito y circón. La textura refleja la naturalezaclástica original. No se observa una asociación mi-neralógica de metamorfismo de alto grado. Cerca al

contacto con el Batolito de Pueblo Bello aparecenmigmatitas de inyección con cuarzo y microclina opertita.

El carácter intrusivo de este cuerpo no presenta mu-chas dudas; sin embargo su verdadera naturaleza sipresenta muchos interrogantes. Podría tratarse de uncuerpo emplazado como un semifluido sinorogénicoque contiene xenolitos de rocas metamórficas, o po-dría ser un complejo migmatítico removilizado, ouna zona de borde con intrusiones tardías. Se creeque es más antiguo que el Batolito de Pueblo Bello ypor lo tanto pre-Jurásico temprano (Tschanz et al.,1969b).

Cinturón de Sevilla

AN(Pz3)

Unidad compuesta por neises de plagioclasa-hornblenda, anfibolitas, migmatitas, neises hornblén-dicos, neises biotítico-hornbléndicos, mármolesdiopsídicos en la facies anfibolita y esquisto verde, lo-calizadas en la parte noroccidental de la Sierra Neva-da de Santa Marta, al norte del lineamiento de Sevi-lla. En esta unidad se encuentran El Neis de Buritaca,Neis de los Muchachitos, la unidad informal Meta-morfitas no diferenciadas (Tschanz et al., 1969a) y elNeis de Don Diego (MacDonald and Hurley, 1969),agrupadas estas rocas en el Complejo metamórfico deSevilla (Tschanz et al., 1974).El Neis de Buritaca está compuesto por neises deplagioclasa-hornblenda, anfibolitas y migmatitas conhornblenda, plagioclasa y con cantidades menores decuarzo, biotita y epidota. Las migmatitas son rocasbandeadas con gruesas capas alternantes de neisesmáficos y venas delgadas, irregulares, concordantes debiotita, cuarzodioritas o granodioritas. La biotita sedesarrolló aparentemente a lo largo de la foliación decapas graníticas. El feldespato potásico y la biotitason los minerales más abundantes en las capasgraníticas y están, a menudo, confinadas a esas capas.

Las anfibolitas verdes oscuras afloran a lo largo delRío San Salvador cerca al contacto con la Cuarzo-monzonita de Palomino y la Cuarzodiorita deBuritaca. Esas rocas se encuentran en la faciesanfibolita y contienen plagioclasa con zonamientocomposicional indefinido, hornblenda verde, biotita,

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cuarzo y como accesorios óxidos de hierro, apatito yesfena.

El Neis de Los Muchachitos, llamado Neis de DonDiego (MacDonald and Hurley, 1969), estácompuesto por esquistos interestratificados, filitas yneises. Una capa de mármol diopsídico ocurre en lamitad de la unidad cerca al Río Don Diego. Neiseshornbléndicos o biotítico-hornbléndicos predominanal oriente de este mármol, particularmente al orientede la Quebrada Perico Aguedo. Las cataclasitas yfilonitas contienen biotita, algunas veces conhornblenda y menos a menudo con moscovita. Laabundante zoisita o clinozoisita en la plagioclasa devarias muestras indica metamorfismo retrógrado deuna plagioclasa original más cálcica. La ausencia depiroxenos, excepto diópsido en el mármol y lahornblenda parda indican un grado metamórfico en laparte superior de la facies anfibolita.

Un conjunto de rocas en esta unidad corresponde a loque Tschanz et al. (1969a) denominaron “Rocasmetamórficas sin diferenciar”, el cual está compuestopor: 1) Cataclasitas provenientes de rocasmetamórficas de alto grado, probablemente del Neisde Buritaca. 2) Rocas metaígneas, carentes defoliación, cuyo carácter metamórfico lo indica laabundancia de epidota, la oligoclasa completamentefresca y abundante esfena en lugar de magnetita oilmenita. Una metacuarzodiorita contiene oligoclasa,cuarzo, biotita y epidota. 3) Migmatitas, esquistos yneises. Rocas con bandas delgadas, discontinuas eirregulares, de color blanco y negro, parcialmentefragmentadas de hornblendita en una matriz de granofino y color blanco de cuarzo y oligoclasa. La texturasugiere que después de la fusión de las capasfeldespáticas siguió una tensión que rompió las capasde hornblendita. La roca contiene oligoclasa,hornblenda, cuarzo, epidota y esfena con accesorioscomo biotita y circón. 4) Esquistos de talco yserpentinita con tremolita con replegamientos. 5)Ortoneises y neises cataclásticos. Neis augen decomposición granodiorítica a granítica atravesadaspor numerosos diques de granito porfirítico rosadorelacionados probablemente con los intrusivosjurásicos. La roca está compuesta por plagioclasa(oligoclasa-andesina), cuarzo, biotita, hornblendaverde y poca ortoclasa.

La actividad ígnea representada por la Metadiorita,unidad AN(P), a lo largo del Lineamiento de Sevilla

y de otros plutones permite establecer una edad mí-nima de 174.1 Ma según dataciónK-Ar en hornblenda en la Metadiorita, y 150.5 Mapor K-Ar en hornblenda en el Neis de Buritaca, pu-diéndose tratar de reajustes isotópicos durante elmagmatismo jurásico (Tschanz et al., 1974). Unadatación K-Ar en hornblenda del Neis de Don Diegodio 250 Ma (MacDonald and Hurley, 1969), lo cualdaría como pérmica la edad máxima para la unidadAN(Pz3).

AN(P)

Hace parte de esta unidad un cuerpo de composicióndiorítica o gabroide, con incipiente foliación, proba-blemente en la facies anfibolita que aflora a lo largodel Lineamiento de Sevilla., y corresponde a unaunidad llamada “Pd?” (Tschanz et al., 1969a).

La roca es de grano medio a grueso, y puede carecerde foliación o presentarla de manera incipiente. Lamineralogía típica es plagioclasa sódica no zonada,hornblenda, feldespato potásico, biotita y cuarzo, aveces con cuarzo, epidota, zoisita y calcita. Los ac-cesorios comunes son apatito e ilmenita. Es evi-dente la deformación protoclástica (Tschanz et al.,1969b).

La edad de esta unidad es incierta y probablementees pre-Triásica de acuerdo a una datación K-Ar enhornblenda de la Metadiorita en 174.1 Ma (Tschanzet al., 1974). Otra datación K-Ar en hornblenda enesta roca dio 250 Ma (MacDonald and Hurley,1969).

Cinturón de Santa Marta

AN(Kt,Pg)

Unidad compuesta por esquistos anfibólicos, esquistosbiotíticos, esquistos moscovíticos con silicatos dealuminio y cuarcitas micáceas, con cantidades meno-res de ultramafitas metamorfoseadas, mármoles y es-quistos grafíticos, en la facies anfibolita, localizadasen la esquina noroccidental de la Sierra Nevada deSanta Marta, en dos franjas separadas por el Batolitode Santa Marta. Se agrupan aquí las unidades Es-quistos del Gaira (Tschanz et al., 1969a), Esquistos de

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Punta Betín, Filitas de Cinto y Esquistos de El Roda-dero (MacDonald et al., 1971), y los Esquistos de SanLorenzo (Tschanz et al., 1969a).

Los esquistos micáceos son principalmente biotíticosy algunos contienen biotita y moscovita. Estánpresentes varios tipos de biotita, la cual difiere encolor y composición.

Otras rocas asociadas son esquistos grafíticos,cuarcitas micáceas, mármoles y rocas ultramáficas.Las capas de esquistos grafíticos, de 4 a 30 m, deespesor son a menudo de grano más fino que losesquistos encajantes. Las rocas ultramáficas estáncompuestas en gran parte de tremolita y talco. Puedenhaber sido diques menores ultramáficos y capas deserpentinita como aquellas descritas por Lockwood(1965). Los esquistos anfibólicos contienenhornblenda (o cumingtonita) con algo de cuarzo ybiotita (Tschanz et al., 1969b). Las rocas cuarzomicáceas contienen moscovita, biotita, cuarzo yplagioclasa, con una composición que varía deoligoclasa media a labradorita sódica; ocasionalmentese presentan granate, estaurolita y sillimanita.

Los Esquistos de Gaira y San Lorenzo pertenecen a lafacies anfibolita al menos al sureste del Batolito deSanta Marta. La ausencia de rocas pelíticas con sili-catos de aluminio hace difícil determinar cambios enel grado metamórfico o en la presión, complicándoseademás por el metasomatismo cerca al batolito. Lafábrica y la textura metamórfica indican claramente unmetamorfismo regional mas que un metamorfismo decontacto (Tschanz et al., 1969b).

Un evento metamórfico del Cretáceo tardío, llamadoEvento Concha, habría formado los Esquistos delGaira y San Lorenzo, de acuerdo a dataciones K-Arentre 128 ± 25 Ma y 102 ± 30 Ma (MacDonald etal., 1971). Varias dataciones en los alrededores de65 Ma indican una recristalización en el Paleoceno,llamado Evento Gaira I (MacDonald et al., 1971).Una datación K-Ar en roca total en la Filita de Cintodio 65,3 ± 3,3 Ma Indudablemente algunas anfibo-litas del Gaira fueron afectadas por metamorfismode contacto durante el Eoceno (Tschanz et al.,1974).

EVb(Kt,Pg)

Unidad compuesta principalmente de filitas cloríticasgrises a verdes, filitas sericíticas oscuras, filitascalcáreas y cantidades menores de esquistoactinolíticos, esquistos talcosos y anfibolitas en lafacies esquisto verde de baja presión, localizados en elextremo noroccidental de la Sierra Nevada de SantaMarta. Las mejores exposiciones afloran a lo largo dela costa desde El Rodadero hasta Punta Florín sobre elMar Caribe. Se agrupan en esta unidad las Filitas deTaganga (Tschanz et al., 1969a) y los Esquistos deConcha (MacDonald et al., 1971).

Las filitas cloríticas están compuestas por plagioclasa(oligoclasa), clorita, epidota y cuarzo. Las filitassericíticas tienen plagioclasa, biotita, epidota,moscovita y cuarzo. Los esquistos actinolíticos estáncompuestos por zoisita, actinolita, clorita y accesoriosesfena, calcita y apatito. Ocasionalmente las filitascontienen diminutos cristales de espesartita colorrosado pálido y cloritoide oscuro y la sericita escomún.

Las rocas de esta unidad tienen la asociación típica dela facies esquisto verde excepto por la presencia deoligoclasa cálcica en lugar de albita y cumingtonita.La plagioclasa es más cálcica que An15 lo quesólamente es posible en la parte alta de la faciesesquisto verde de baja presión (MacDonald et al.,1971). El metamorfismo ocurrió bajo una relaciónalta de pCO2/pH2O favoreciendo la formación declorita rica en hierro más carbonato a expensas delanfíbol preexistente (MacDonald et al., 1971).Ocurrencias locales de anfibolitas de grano gruesopodrían ser relictos de un metamorfismo mástemprano.

Las dataciones K-Ar en actinolita de los Esquistos deConcha que dieron 102 ± 30 Ma, 110,5 ± 8,8 y 128 ±25 (MacDonald et al., 1971) implican una edad mí-nima alrededor de 100 Ma indicando un primerevento de cristalización, llamado Evento Concha(MacDonald et al., 1971. Esta evidencia, junto condataciones isotópicas en las rocas de AN(Kt,Pg) in-dican un segundo evento metamórfico llamadoEvento Concha II o Evento Gaira, ocurrido duranteel Paleoceno, de acuerdo a las dataciones K-Ar alre-dedor de 65 Ma (MacDonald et al., 1971). Despuéso cerca del final de este último evento metamórfico,la unidad EVb(Kt,Pg) habría cabalgado sobre la uni-

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dad AN(Kt,Pg) a lo largo de la Falla Florín, de di-rección NW (MacDonald et al., 1971).

ÁREA AL NORTE DE LA FALLA DE OCA(Península de la Guajira)

Sector al oriente de la Falla Simarua

ANm(Pz,Pg)

Unidad compuesta por neises de hornblenda-plagioclasa, esquistos cloríticos, esquistos grafítico-tremolítico, mármoles diopsídicos, silos metagraníti-cos, serpentinitas talcosas, esquistos de biotita-moscovita-cuarzo-plagioclasa, esquistos dehornblenda-plagioclasa y esquistos de hornblenda,formados bajo las condiciones de la facies anfibolitay presión media de metamorfismo, localizados en laparte oriental de las serranías de Macuira, Jarara ySimarua , en la Alta Guajira. Se agrupan en estaunidad la Formación Macuira (MacDonald, 1964,1965), dividida en el Neis de Uray y Esquistos deJatúruhu (Lockwood, 1965).

Radelli (1960) describe estas rocas como paquetesde migmatitas homogéneas (Serie Macuira) y mig-matitas heterogéneas, dividiendo las primeras enneises granitizados, embrequitas festoneadas, em-brequitas amigdaloides. Los neises granitizados songruesogranulares, compuestos de cuarzo y plagiocla-sa intermedia y ácida prevalecientes, ortosa y micro-clina, a menudo micropertíticos, y restos dehornblenda, biotita, clorita, epidota , con apatito,óxidos de hierro y titanita como accesorios. Lasembrequitas festoneadas son las rocas más abun-dantes de las migmatitas homogéneas. Resultan dela asociación íntima de un neosoma granítico y de unpaleosoma prevalecientemente anfibólico. Las em-brequitas amigdaloides son neises ojosos en loscuales el aporte siálico constituye festones paralelosa la antigua esquistosidad de la roca y augen dehasta algunos centímetros de diámetro. La roca estáconstituida por capas delgadas cuarzofeldespáticos(cuarzo, oligoclasa, albita, ortosa y microclina) al-ternantes con capas de biotita - moscovita. Lasmigmatitas heterogéneas son el resultado de la in-yección concordante de un neosoma granítico a tra-

vés de un paleosoma prevalecientemente anfibólicoen lentejones y capas. El neosoma se compone decuarzo abundante, pertita, microclina, oligoclasa yalbita, en cantidad menor sericita, moscovita, cloritay epidota, y como accesorios apatito y circón. Latextura es planar, ligeramente nebulítica, estructuraen tabiques. El paleosoma es esencialmentehornbléndico con poca biotita,, escasa plagioclasabásica y granate y titanita como accesorios. Es fre-cuente la alteración del anfíbol a clorita (Radelli,1962).

MacDonald (1962), Lockwood (1965) y Alvarez(1967) describen los cuerpos llamados Neis de Urayy Esquistos de Jatúruhu. El Neis de Uray, que co-rresponde a las migmatitas homogéneas de Radelli(1962) está compuesto por las siguientes rocas:

1. Neis de almandino-hornblenda-plagioclasa conesfena y epidota. Granate rojo oscuro tiene unacomposición Alm58Gr24Py18, y Alm57Gr23Py20

(Lockwood, 1965). La plagioclasa es andesina -oligoclasa.

2. Esquistos cloríticos compuestos por plagioclasa,cuarzo, clorita, actinolita, y accesorios calcita, epi-dota, esfena, minerales opacos y apatito.

3. Bandas de esquistos biotíticos se intercalan conneises de hornblenda-almandino. Además de biotitapresentan hornblenda, granate, cuarzo; y como acce-sorios esfena y apatito.Esquistos grafítico-tremolíticos con plagioclasa,cuarzo, microclina y grafito. Los accesorios sonapatito, esfena, epidota y óxidos opacos.

4. Mármol diopsídico compuesto por esfena y clino-piroxeno como minerales aislados en una matriz degrano fino a medio de calcita blanca con abundantesgránulos de diópsido. El clinopiroxeno es proba-blemente una augita titanífera cuya composición co-rresponde a Ca47Mg46Fe07 (MacDonald, 1964).

5. Silo metagranítico localizado en la parte norte delNeis de Uray aflora una roca esquistosa compuestapor biotita, cuarzo, microclina, plagioclasa la cualcorresponde probablemente a un silo granítico me-tamorfoseado.

6. Diques metamorfoseados que corresponde a cuer-pos tabulares delgados de color verde oscuro, gene-

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ralmente, compuestos por actinolita gruesa, diópsi-do, zoisita, esfena y microclina. Estas rocas repre-sentan probablemente diques de andesita metamor-foseados.

7. Anfibolitas masivas ampliamente distribuidas amanera de lentes compuestas por hornblenda verdeazul. Un porcentaje pequeño de andesina y cuarzoocupa los intersticios de los cristales de hornblenda.Como accesorios se tiene esfena y apatito.

8. Rocas de talco y serpentinita que afloran comopequeños lentes. Cuerpos más grandes hasta variasdecenas de metros de ancho están compuestos deserpentinita masiva muy fina con talco o actinolita.

9. Las Metamorfitas de Alas son rocas originadaspor metamorfismo retrógrado del Neis de Uray a lolargo de la zona de cabalgamiento en la Región deAlas (Lockwood, 1965).

Los Esquistos de Jatúruhu están compuestos por:1. Esquistos almandínicos-plagioclasa-cuarzo-biotita-moscovita. Frecuentemente con texturas au-gen que parecen representar conglomerados alta-mente deformados. La plagioclasa es andesina. Elanálisis de dos muestras de granate dieronAlm74Py25Gr01 y Alm50Gr35Py15 (Lockwood, 1965).Los minerales accesorios son esfena, apatito, circóny minerales opacos.

2. Esquistos de estaurolita-biotita compuestos ade-más por moscovita, almandino, andesina y cuarzo.Los minerales accesorios son apatito, circón y mine-rales opacos.

3. Neises cuarzo feldespáticos compuestos predomi-nantemente por plagioclasa (oligoclasa), feldespatopotásico y cuarzo, y minerales accesorios biotita,moscovita, apatito y circón. La plagioclasa formagrandes porfiroblastos redondeados.

4. Esquistos de hornblenda-plagioclasa con cuarzo,microclina y granate, y como accesorios biotita, mi-nerales opacos, esfena, apatito rutilo, grafito y cir-cón.

5. Anfibolitas en bandas que alternan en los Esquis-tos de Jatúruhu. La composición corresponde aagregados gruesos de prismas hornbléndicos, conplagioclasa tipo andesina - labradorita.

6. Mármoles y rocas calcocilicatadas compuestaspor calcita, cuarzo y plagioclasa. Agregados de gro-sularia, epidota y clinopiroxeno (diópsido-hedenbergita). La mineralogía y textura de estas ro-cas sugieren un origen tipo skarn, aunque ellas noestán relacionadas a cuerpos intrusivos. La compo-sición de un granate de las bandas silicatadas es lasiguiente Gr75And25 más 4% de hidrogranate(Lockwood, 1965). Los minerales accesorios sonactinolita, esfena, epidota, clinopiroxeno y grosula-ria.

7. Serpentinitas ricas en crisotilo y esquistos de tal-co-clorita-tremolita.

La presencia de oligoclasa o andesina y estaurolitaen estas asociaciones indica que ellas pertenecen a lafacies anfibolita. Los minerales metamórficos sonindicativos del metamorfismo de tipo bárico de pre-sión media definido por Miyashiro (1961) (Lockwo-od, 1965). El metamorfismo retrógrado está confi-nado principalmente en los alrededores de la zona decabalgamiento de Alas, localizada en el extremo su-reste de la Serranía de Jarara. En esta región el Neisde Uray ha tenido una retrogradación a la asociacióncuarzo-moscovita-albita-epidota-clorita-calcita de lafacies esquisto verde. Este metamorfismo retrógra-do, está relacionado a la deformación ocurrida en elCretáceo tardío - Terciario temprano en el geosincli-nal del Caribe, el cual es más intenso en la Serraníade Jarara que en la Serranía de Macuira al oriente(Lockwood, 1965).

Las composiciones y las texturas presentes en losEsquistos de Jatúruhu indican que estas rocas seformaron a partir de rocas sedimentarias. Las anfi-bolitas masivas pueden fueron probablemente for-madas por el metamorfismo de flujos o silos de lavabasálticos, según lo sugiere la forma planar de estoscuerpos, las cuales ahora se encuentran como bandasen las rocas metasedimentarias (Lockwood, 1965).El origen de Neis de Uray es menos claro. Difierenotoriamente en composición y textura de los Es-quistos de Jatúruhu, su naturaleza más máfica sugie-re la presencia original de cantidades considerablesde rocas básicas. La ocurrencia constante de neisesde hornblenda-plagioclasa y anfibolitas pueden ha-berse formado por un bandeamiento sedimentariopor procesos de granitización o migmatización, ypor diferenciación metamórfica. Radelli (1962)describe el Neis de Uray como migmatitas en donde

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el bandeamiento es producto de la introducción decantidades considerables de material félsico en rocasoriginalmente ricas en hornblenda. Las capas am-plias de neises félsicos pueden provenir del meta-morfismo en las areniscas, teniendo en cuenta lagran cantidad de cuarzo (Lockwood, 1965).

En la Serranía de Jarara el Neis de Uray está supra-yacido en inconformidad por areniscas del CretáceoInferior, lo cual indica una edad pre-Cretácica tem-prana para el neis. La datación K-Ar en moscovitade un dique pegmatítico, relacionada a la Granodio-rita de Siapana, que corta los Esquistos de Jatúruhudio una edad de 195 ± 8 Ma (MacDonald, 1964);otra datación K-Ar, horblenda, en el Neis de Uray dela Serranía de Jarara es 172 ± 10 Ma Este mismoneis tiene una datación en la Serranía de Simaruacon una edad 56 ± 6 Ma. Una datación U-Pb en cir-cón del Granito de Jojoncito dio 1.250 Ma (MacDo-nald, en Irving, 1972). Aunque el granito podría sermás joven, el circón pudo derivarse de un basamentoNickeriense, probablemente el Neis de Uray (Irving,1971).

Puede decirse, entonces, que la edad del metamor-fismo que formó los esquistos y neises es más anti-gua que Triásico tardío, probablemente Paleozoico oPrecámbrico. La edad 56 ± 6 Ma podría indicar unapérdida de argón atribuible a un metamorfismo re-gional de bajo grado que habría afectado el área deSimarua durante el Terciario temprano (Lockwood,1965).

PP(Kt)

Unidad compuesta por filitas café oscuras y negrascon intercalaciones arenáceas y calcáreas formadasbajo condiciones de la facies prehnita-pumpellytaexpuestas en los alrededores de la población de Pa-ráuinkrein y al suroccidente de la población de Na-zareth, en la Serranía de Macuira, alta Guajira. Per-tenece a esta unidad la Formación Paráuinkrein(MacDonald, 1964).

El tipo de roca predominante es una filita café oscu-ra a negra con superficies de meteorización de colorcafé claro y gris. Son abundantes localmente lascapas y lentes de rocas ligeramente meteorizadas.En el área de Paráuinkrein afloran como componen-

tes menores lentes delgados de caliza, localmentearenácea y argilácea, y en menor cantidad en el áreade Natuópaha. Chert negro se encuentra en el surde las dos áreas. Un cuerpo de brecha volcánica li-geramente metamorfoseado aflora en el área de Pa-ráuinkrein.

MacDonald (1964) divide esta unidad en:1. Filitas ricas en cuarzo y sericita con clorita. Gran-des láminas de mica blanca son probablemente deorigen clástico. El cuarzo forma granos lenticularesdeformados. El material carbonáceo está com-puesto de granos finos irregulares. La plagioclasa esde origen clástico y forma granos finos lenticularesasociados a sericita. Los accesorios son rutilo, tur-malina, circón y esfena.

2. Metasedimentitas compuestas por metawacas,metaconglomerados y meta-arenitas. Lentes grandesde metaconglomerado están pobremente sorteados ycontienen bloques deformados de cuarzo blanco ygris azuloso en una matriz esquistosa de cuarzo, fel-despato y sericita.3. Calizas metamorfoseadas en lentes con espesoresque alcanzan varias decenas de metros y una longi-tud de 1 km, localmente con contenido fosilífero.4. Chert negro capas delgadas, aisladas y laminadas.Algunas de las capas contienen cuarzo y prehnitacon clorita. Posiblemente corresponden a tobas ví-treas metamorfoseadas.

5. Brecha volcánica con fragmentos líticos com-puestos por cristales finogranulares de plagioclasa,fibras de actinolita prismática, clorita, y óxidos dehierro con leucoxeno en una matriz fina de minera-logía similar.

El grado de metamorfismo está por debajo de la fa-cies esquisto verde. La asociación prehnita-cuarzo-clorita en rocas con chert y laminaciones de materialcarbonáceo (meta-tobas vítreas?) sugieren condicio-nes de metamorfismo en la facies prehnita-pumpellyta.

Amonites encontrados en varios horizontes en elárea de Paráuinkrein fueron identificados por R.W.Imlay quien les dio una edad Albiano-Turoniano.Por lo tanto la edad del metamorfismo de las rocasde la unidad PP(Kt) se estima posterior al Turoniano(MacDonald, 1964).

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Sector al occidente de la Falla Simarua

EVb(Kt-Pg)

Unidad compuesta por filitas, cuarcitas, esquistosbiotíticos y micáceos, esquistos clorítico y meta-areniscas con cantidades menores de metavulcanitas,mármoles, anfibolitas y serpentinitas formadas en lafacies esquisto verde y baja presión de metamorfis-mo. Su exposición se localizada en el borde occi-dental de las Serranías de Macuira, Jarara, Simarua yen la Serranía de Carpintero. Se agrupa en esta uni-dad las formación Jarara (MacDonald, 1964), Etpana(Lockwood, 1965), Carpintero (Alvarez, 1967) yIpanarahu (Alvarez, 1967).

Los principales tipos de rocas son:1. Filitas compuestas por sericita, clorita, cuarzo yalbita, que localmente gradan a esquistos sericíticos.En general la sericita predomina sobre la clorita, lamoscovita aparece en su mayor desarrollo en es-quistos finogranulares de biotita-moscovita-cuarzo,localmente con porfidoblastos elongados de quiasto-lita sericitizada. Los minerales accesorios son tur-malina, epidota, materia carbonácea, minerales opa-cos y esfena.

2. Rocas arenáceas metamorfoseadas. Principal-mente cuarzoarenitas de grano fino y wacas. Aun-que las estructuras sedimentarias pueden seguirse demanera regional la deformación de los granos es unaspecto repetitivo. Las meta-arenitas feldespáticasson conglomeráticas, con bloques redondeados decuarcitas, granitos gráficos, rocas cloríticas y rocasgraníticas con cuarzo-microclina-plagioclasa.

3. Esquistos moscovíticos y rocas asociadas com-puestos por esquistos de sericita-clorita-cuarzo-albita, cuarcita sericítica, lentes de mármol gris clarofuertemente cizallados, filita sericítica, neises augende moscovita - biotita - cuarzo - albita -microclina,neises hornbléndicos, esquistos con andalucita yquiastolita sericitizada de grano grueso. Tambiénhacen parte de esta unidad cuarcitas sericíticas,cuarcitas masivas, esquistos de sericita-epidota-tremolita y mármoles sericíticos y metabrechas ricasen porfidoblastos de albita.4. Esquistos cloríticos y metavolcanitas. Rocas ca-racterizadas por la presencia de clorita y/o epidota.

La mayor parte de estas rocas están compuestas poresquistos de albita-epidota-clorita con porfidoblastosde albita. Asociados a los esquistos se encuentranrocas metavolcánicas que incluyen brechas volcáni-cas y meta lavas con textura amigdalar. La compo-sición de la plagioclasa es albita. El protolito de es-tos esquistos son probablemente tobas volcánicas.

5. Neises horbléndicos que aparecen como pequeñoslentes y capas discontínuas de pequeño tamaño. Suscontactos con las rocas circundantes están siempremarcados por esquistos cloríticos. Estas rocas estáncompuestas por horblenda verde azulosa, epidota yalbita.. Los minerales accesorios son cuarzo, calcita,ilmenita y esfena. El protolito de estas rocas podríacorresponder a neises anfibólicos que han sufridouna retrogradación.

6. Silos metagraníticos compuestos por albita, cuar-zo, moscovita y trazas de clorita, epidota y calcita, yotro compuesto por microclina pertítica , cuarzo,biotita y trazas de minerales opacos, moscovita, al-bita y circón.

Un aspecto que podría ser importante es la presenciade bloques de eclogitas en los conglomerados ter-ciarios expuestos en la margen nororiental de la Se-rranía de Jarara, compuestos además por bloques decuarcita, meta-argilitas calcáreas y serpentinitas pro-venientes de la Formación Etpana, y cuarzodioritas ypórfidos dacíticos provenientes de la Cuarzodioritade Parashi (Lockwood, 1965). Las eclogitas estáncompuestas por almandino, jadeita y cuarzo comofases mayores, y por escapolita, calcita, clinozoisita,paragonita, apatito, rutilo y hematita (Green et al.,1968).

La presencia de asociaciones con clorita, biotita ygranate indican que las condiciones que formaron lasrocas de esta unidad corresponden a la facies es-quisto verde. El mineral andalucita que se presentaa manera de quiastolita indica condiciones de meta-morfismo de baja presión (Lockwood, 1965).

Las rocas de la unidad EVb(KtPg) contienen faunafosilífera perteneciente al Cretáceo Superior, proba-blemente Campaniano o Maestrichtiano (Lockwood,1965) y son intruidas por la Cuarzodiorita de Parashila cual tiene una datación K-Ar en biotita de 48 ± 4Ma (Lockwood, 1965) indicando una edad paleóge-na, mínima para el metamorfismo.

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AGRADECIMIENTOS

Expreso mi gratitud a Humberto González y a Jorge Ju-lián Restrepo por sus aportes para mejorar el texto origi-nal, y a Jean Fracoise Toussaint por hacer la revisión deltrabajo. Alvaro Nivia y Juan José Estrada hicieron im-portantes comentarios. Gabriel Rodríguez colaboró demanera muy importante en la descripción y revisión desecciones delgadas en Antioquia y Santander. EdgarVásquez trabajó en la parte de compilación cartográfica.Gloria Inés Rodríguez y Jairo Clavijo facilitaron muchainformación petrológica y cartográfica sobre el Macizo deSantander. Alberto Núñez colaboró con la informaciónpetrológica del Huila y Tolima. Héctor Cepeda facilitó lainformación petrológica disponible sobre Cauca y Nariño.Alvaro Nivia colaboró con la información cartográfica delValle del Cauca. El trabajo de digitalización de los mapasen el Sistema de información geográfico ILWIS fue posi-ble gracias a la valiosa asistencia de Ubaldo Cossio, quienestuvo de manera constante apoyando esa dificil tarea.Margarita Rodríguez digitalizó parte de los mapas. Ger-mán Forero colaboró de manera muy importante en lagestión administrativa al final de la edición del mapa.Maria Paulina Hurtado hizo un importante aporte en larevisión de la compilación cartográfica. Igualmente, AnaCristina Londoño, Fredy Mariño y Mariluz Velásquezcolaboraron de manera especial en esta fase.

Presento mi agradecimiento a los geólogos HumbertoGonzález, Alvaro Nivia, Gabriel Rodríguez, EdgarVásquez y Luz Estella Gómez por su colaboración y suaporte en los recorridos de campo. Igualmente agradezcola compañía y toda la colaboración de los conductoresFrancisco Reyes, Aurelio Hincapié, Fabio Jiménez, Gus-tavo Cardona, Rafael Monsalve y Omar León.

Agradezco a todos los investigadores que han dedicadogran parte de su trabajo al estudio del metamorfismo enColombia, así como a todas los Centros Operativos deINGEOMINAS por poner a disposición la informaciónpetrográfica y cartográfica existente.

Finalmente, agradezco a mi esposa Elsa Liliana MarínGuevara y a mi hija Oriana por todo su apoyo y compren-sión al escuchar con paciencia, durante tanto tiempo, to-dos mis monólogos repletos de palabras como metamor-fismo, facies metamórficas, mapa metamórfico, rocasmetamórficas, etc.,etc.,etc.

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INDICE DE AUTORES

Aguirre, 1989, 26Alvarez y González, 1978, 19, 25, 26, 27Alvarez y Linares, 1984, 8Alvarez, 1967, 36Alvarez, 1971, 27Alvarez, 1981, 8Ardila, 1986, 13, 14Bandy, 1970, 28Banks et al., 1985, 10Barrero y Vesga, 1976, 12, 15, 17, 20Barrero, 1979, 26, 27Bogotá y Aluja, 1981, 12Botero, 1940, 12, 13Botero, 1963, 25Botero, 1975, 13Bourgois et al., 1982, 26Bruneton et al., 1982, 6, 7Castro y Feininger, 1965, 26Cepeda, 1989, 22, 26, 27Clavijo, 1994, 9, 11Cossio et al., 1987, 18Cossio, 1994, 28Dasch et al., 1981, 9De Souza et al., 1984, 24Dusel-Bacon et al., 1993, 3Echeverría, 1973, 13, 14Escobar y Márquez, 1989, 20Espinosa, 1980, 26Estrada y Viana, 1993, 20, 21, 23Etayo et al., 1980, 26Feininger et al., 1972, 12, 15, 16, 17Feininger, 1980, 24Forero, 1970, 11Galvis et al., 1979, 6, 7Galvis y Cepeda, 1982, 22Galvis, 1980, 28Gansser, 1950, 28Gansser, 1955, 29Gaudette et al., 1978, 6Goldsmith et al., 1971, 9, 10González de Juana et al., 1950, 9, 10, 11González et al., 1980, 20González, 1976, 13, 18, 20González, 1980, 16, 17, 20, 21, 25González, 1989, 7González, 1992, 12, 15, 16González, 1993, 13, 16Goosens et al., 1977, 28

Green et al., 1968, 36Grosse, 1926, 20Grosse, 1935, 22Grotjohann y McCourt, 1981, 20Hall et al., 1970, 13Hall et al., 1972, 13, 15, 16, 17, 18, 19, 25, 26Harrison, 1930, 12, 13Henderson, 1979, 26Hubach y Alvarado, 1934, 27Hugett et al., 1979, 6Humpris and Thompson, 1978, 26Irving, 1971, 35Irving, 1972, 9, 35Kroonenberg, 1982, 8Liddle et al., 1943, 11Lockwood, 1965, 32, 33, 34, 35, 36MacDonald and Hurley, 1969, 28, 30, 31MacDonald et al., 1971, 32, 33MacDonald, 1962, 33MacDonald, 1964, 33, 35, 36MacDonald, 1965, 33Macía, 1985, 28Mariño y Saldarriaga, 1995, 20, 21Martín, 1972, 8, 30Martínez y García, 1989, 22Maya y González, 1995, 17, 22Maya, 1992, 18McCourt et al., 1984a, 22, 23McCourt et al., 1984b, 25McCourt y Aspden, 1984, 21McCourt y Feininger, 1984, 24McCourt, 1984, 17, 18, 20, 21, 22, 26Mejía et al., 1983, 19, 20Miyashiro, 1961, 34Miyashiro, 1973, 8, 14Mojica et al., 1988, 12, 13Mosquera et al., 1982, 12, 17, 19Mosquera, 1978, 19, 20, 21, 23, 25Muñoz y Vargas, 1981, 12Muñoz, 1981, 18Muñoz, 1982, 16Murcia et al., 1987, 9Murcia y Cepeda, 1991a, 20, 22, 25Murcia y Cepeda, 1991b, 8, 9, 20, 22, 25Murillo et al., 1982, 12, 18Nelson, 1957, 17, 25, 26Nelson, 1962, 17Nivia, 1987, 26

Nivia, 1996, 27Núñez et al., 1984, 12Núñez y Murillo, 1978, 24Núñez y Murillo, 1982, 12Ordoñez et al., 1996, 12Ordóñez, en preparación, 12Orrego et al., 1976, 20, 22, 25Orrego et al., 1980a, 23, 24Orrego et al., 1980b, 24Orrego et al., 1993a, 20, 22, 25Orrego et al., 1993b, 25

Orrego y París, 1994, 20París y Marín, 1979, 12Parra et al., 1983, 25, 26, 27Parra, 1976, 26Ponce, 1979, 8, 20Priem et al., 1982, 6Priem et al., 1989, 7, 8Puerta, 1990, 21, 23Radelli, 1960, 33Radelli, 1962, 33, 34Renzoni, 1968, 11

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Renzoni, 1989, 7Restrepo et al., 1978, 17Restrepo et al., 1979, 28Restrepo et al., 1985, 22Restrepo et al., 1991, 13, 14, 15, 16, 18, 19, 23Restrepo y Toussaint, 1973, 15Restrepo y Toussaint, 1975, 24Restrepo y Toussaint, 1976, 20Restrepo y Toussaint, 1977, 14, 18Restrepo y Toussaint, 1978, 14Restrepo y Toussaint, 1982, 16Restrepo y Toussaint, 1984, 13, 14, 18, 19, 25Restrepo y Toussaint, 1992, 18Restrepo, 1986, 14, 15, 17, 20, 21, 23, 24Restrepo-Pace, 1992, 18Restrepo-Pace, 1995, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 23, 30Rodríguez, 1981, 26Rodríguez, 1995a, 7, 8Rodríguez, 1995b, 12Rodríguez, G, en prensa, 12Rodríguez, G.I., en prensa, 10

Royo y Gómez, 1942, 22Schwinn, 1969, 26Toussaint et al., 1978a, 26Toussaint et al., 1978b, 13, 16, 23Toussaint y Restrepo, 1978, 20, 24Toussaint y Restrepo, 1994, 24Toussaint, 1978, 14Toussaint, 1993, 6, 11, 13, 16, 19, 20Trumpy, 1943, 8, 11Tschanz et al., 1969a, 30, 31, 32Tschanz et al., 1969b, 28, 30, 31, 32Tschanz et al., 1974, 28, 30, 31, 32Ulloa et al., en prensa, 10Vélez y Mojica, 1993, 13Vesga y Barrero, 1978, 12, 16, 20Ward et al., 1973, 9, 10, 11Weber y González, 1993, 22Winkler, 1967, 18Winkler, 1979, 18, 24Zwart et al., 1967, 2, 3

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INDICE DE LOCALIDADES

Ábrego, 10Alas, Región de, 34Alas, Zona de Cabalgamiento de, 34Ambeima, Rio, 12Andes de Bolivia, 9Andes de Mérida, 9, 10Antioquia, 14Apaporis, Rio, 6Aratoca, 10Ariguaní, Rio, 29Armenia, 17Armero, 17Baraya, 11Barragán, 24Baudó, Serrania del, 3, 28Belmira, 15Berlín, 9, 10Blanco, Rio, 12Bochalema, 10Bolombolo, 20Bota Caucana, 12Bucaramanga, 9Buesaco, 20, 25Cáchira, 10Caldas, Antioquia, 14Caquetá, Rio, 6Caracolí, 15Carpintero, Serrania de, 36Carvajal, 10Cauca, 22, 24Ceja, La, 15Cordillera Central, 1, 3, 8, 12, 13, 15, 16, 17, 18, 20, 22, 23,

25, 38, 39, 40, 41Cordillera Occidental, 3, 25, 27, 37, 40Cordillera Oriental, 11Córdoba, 27Corral de Piedras, 29Corrales, 10Corrientes, Cabo, 28Cucutilla, 9, 10Chitagá, 9, 10Dabeiba, 28Davis, Rio, 12Don Diego, Rio, 31Donachui, Rio, 29Doradal, 17, 18, 38Floresta, 10Floresta, Macizo de la, 3, 9, 10Florín, Punta, 32

Fresno, 15Garzón, Macizo de, 1, 3, 7, 8, 37, 39, 40Guadalupe, 7Guainía, 3, 6Guajira, Alta, 3, 33, 35Guajira, Peninsula de la, 33Guamachito, Rio, 29Guaviare, Rio, 6Guayabal, 7Guyana, Escudo de la, 12Huila, 7, 37, 39, 40, 41Ibagué, 17Ituango, 15, 16, 18Jambaló, 24Jarara, Serrania, 36Jarara, Serranía de, 33, 34, 35, 36Macarena, Serranía de la, 8Macarena, Sierra de la, 1, 3, 8Macuira, Serranía de, 33, 34, 35, 36Manaure, Cesar, 11Mangos, Rio los, 29Manizales, 16, 18, 24, 39, 40Mariquita, 12Medellín, 14, 15Mercaderes, 22Miel, Quebrada la, 14Minas, Serrania de las, 8, 12, 41Miranda, Cauca, 17Mogotes, 11Molagavita, 9Montebello, 14Motilones, Serrania de los, 11Mutiscua, 10Naquén, Serrania de, 6, 38, 40Nariño, 25, 26, 27Nariño, departamento del, 20Natuópaha, 35Nazareth, 35Onzaga, 10, 11Otengá, 10Pamplona, 9, 10, 37, 41Paráuinkrein, 35Pastos, Nudo de los, 3, 8Pereira, 26Perico Aguedo, Quebrada, 31Perijá, Serrania del, 9, 38, 39Piedecuesta, 10Pijao, 24Pira-paraná, Rio, 6Plata, Macizo de la, 12Puerto Triunfo, 15

Puquí, 13Puquí, Macizo de, 13Quetame, Macizo de, 1, 3, 11, 40Quindío, 24, 39Retiro, El, 13, 14Riogrande, 15Riohacha, 30Rodadero, El, 32Samaná, Rio, 18San Alberto, 9San Andrés, 11

San Andrés de Cuerquia, 15San Calixto, 10San José de la Montaña, 15San Lucas, Serrania de, 12San Pedro, 15San Salvador, Rio, 30Santa Fe de Antioquia, 16, 20, 24, 26, 37Santa Marta, 30Santa Marta, Sierra Nevada de, 2, 3, 8, 28, 30, 31, 32, 41Santa Rosa de Osos, 15Santander, Macizo de, 1, 3, 9, 10, 11, 40

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Sardinata, 10Sevilla, 30Silos, 10, 11Simarua, Serranía de, 33, 35, 36Sonsón, 15, 16Tambo, El, 26Téllez,Rio, 8Tiendas, Las, 10Tierradentro, 12

Tipacoque, 11Toledo, 15, 16Toná, 10Valdivia, 16Valle, 24, 26, 38, 39, 40Venezuela, 8, 30, 38, 39Versalles, 14Yarumal, 18, 25

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INDICE DE MATERIAS

actinolita, 4, 17, 20, 21, 22, 24, 25, 26, 32, 33, 34, 35aglomerados, 26alaskitas, 13Albiano, 35albita, 4, 10, 12, 17, 18, 19, 21, 22, 23, 24, 25, 26, 29, 32,

33, 34, 36alteración hidrotermal, 25allanita, 16Amonites, 35anatéctico, 1, 6anatexis, 6, 8, 12, 40andalucita, 3, 4, 6, 7, 15, 16, 17, 18, 23, 36andesina, 12, 15, 16, 18, 19, 21, 22, 25, 28, 29, 31, 33, 34andesitas, 24, 27, 34anfíbol, 9, 21, 22, 24, 26, 28, 29, 32, 33anfibolita, 16anfibolitas, 1, 2, 6, 7, 8, 9, 12, 13, 14, 15, 20, 21, 22, 23, 24,

30, 32, 34, 36cummingtoniticas, 15diopsidicas, 15granatiferas, 14, 15, 20, 21, 22saussuriticas, 20

anortositas, 29antipertita, 12, 28apatito, 9, 10, 12, 13, 15, 16, 17, 18, 19, 20, 22, 24, 28, 29,

30, 31, 32, 33, 34, 36Aptiano, 26Arcaico, 30Arcaico Tardío, 8, 30arcillolitas, 27areniscas, 16, 23, 24, 27, 28, 35argón, 8, 35augen, 33augita, 25, 26, 28, 29, 33

composición química, 33titanífera, 33

avalancha ardiente, 22basaltos, 2, 24, 25, 26, 27, 28, 39basaltos komatiíticos, 28basaltosespilitizados, 28biotita, 1, 4, 6, 7, 8, 9, 10, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 20,

21, 22, 23, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 36bitownita, 13brecha volcánica, 35brechas, 24, 25, 35brechas volcánicas, 36cabalgamiento, 24, 34calcita, 4, 16, 17, 21, 22, 24, 25, 26, 27, 28, 29, 31, 32, 33,

34, 36calizas, 16, 24, 27, 28, 35Cambrico, 10, 11Campaniano, 36cataclasis, 19cataclasitas, 31ceolitas, 25, 26, 27, 28cianita, 3, 10, 14, 16circón, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 15, 16, 17, 18, 19, 20, 23, 24,

28, 29, 30, 31, 33, 34, 35, 36clinopiroxeno, 4, 9, 13, 15, 24, 28, 29, 33, 34clinozoisita, 14, 16, 20, 21, 22, 29, 31, 36

clivaje, 11clorita, 4, 10, 11, 12, 14, 17, 19, 20, 21, 22, 24, 25, 26, 27,

28, 29, 30, 32, 33, 34, 35, 36cloritoide, 4, 7, 14, 16, 18, 21, 22, 32composicion

adamelitica, 19anfibolica, 33biotitica, 1, 7calcarea, 15cuarzodioritica, 19, 20, 30cuarzofeldespatica, 33cuarzo-feldespatica, 7, 8cuarzomonzonitica, 9, 10, 18dioritica, 18, 30, 31espilitica, 25gabroide, 31granitica, 1, 7, 9, 15, 16, 18, 20, 31, 33granodioritica, 9, 10, 19, 20, 31hornblendica, 1, 7mafica, 8, 15, 34pelitica, 15tonalitica, 9, 10, 18ultramafica, 8

condiciones P-T, 6, 24, 26conglomerados, 11, 27, 34, 36Coniaciano, 28cordierita, 4, 6, 8, 9, 13, 15, 16, 23Cretáceo, 1, 2, 3, 15, 18, 23, 24, 25, 26, 27, 32, 34, 35, 36crisotilo, 21, 34cuarcitas, 1, 2, 6, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 20, 22,

27, 31, 32, 36granatiferas, 14

cuarzo, 1, 2, 4, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19,20, 21, 22, 23, 24, 26, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35,36

cuarzoarenitas, 36cuarzodioritas, 30, 36cumingtonita, 4, 15, 32cherts, 24, 27, 35datación

147Sm/144Nd, 7147Sm/144Nd, 8, 12147Sm/144Nd edad residente, 3040Ar/39Ar, 7, 8, 9, 11, 12, 23, 3040Ar/39Ar edad integrada, 2340Ar/39Ar edad Plateau, 23edad integrada, 23edades heredadas, 9Isocrona, 6, 7, 8, 12, 13, 15, 16, 18, 23, 29K-Ar, 6, 8, 9, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 19, 20, 22, 23, 24,

25, 26, 28, 30, 31, 32, 35, 36, 38, 39, 40, 41Rb-Sr, 6, 7, 8, 9, 10, 12, 13, 14, 15, 16, 18, 23, 29, 30,

40Sr87/Sr86 edad máxima, 17Sr87/Sr86 Relación inicial, 8, 17U-Pb, 7, 8, 9, 10, 30, 35, 37

datación40Ar/39Ar, 7

datacion U-Pb, 30deformación protoclástica, 31Devónico, 10, 11, 13, 15, 18diabasas, 8, 13, 24, 25, 26, 28

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diaftoresis, 6diálaga, 29diópsido, 4, 15, 16, 29, 31, 33, 34dique pegmatítico, 8diques, 8, 13, 31, 32, 34, 35eclogitas, 2, 23, 24, 36embrequitas, 33Eoceno, 28, 32epidota, 4, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 20, 21, 22, 24, 25, 26, 27,

28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 36escapolita, 4, 36esfena, 4, 15, 16, 17, 18, 19, 20, 21, 22, 24, 26, 29, 30, 31,

32, 33, 34, 35, 36espilitas, 24, 25, 26, 28espinela, 8, 13esquistos, 1, 2, 6, 9, 10, 13, 14, 16, 31, 33

actinolitico-cloriticos, 16actinoliticos, 15, 20, 21, 32actinoliticos-cloriticos, 17almandinicos, 34anfibolicos, 10, 20, 21, 22, 31, 32azules, 24biotiticos, 13, 14, 15, 20, 23, 31, 33, 36calcareos, 17cloriticos, 10, 20, 21, 33, 36cloriticos actinoliticos, 17con andalucita, 36cuarzo micaceos, 9, 10, 22cuarzo moscoviticos, 10, 21cuarzo sericiticos, 20, 21, 22cuarzosos, 1, 6, 22cummingtoniticos, 13, 14estaurolita, 34glaucofana - jadeita, 23glaucofana - lawsonita, 23grafiticos, 17, 20, 21, 22, 31, 32grafitico-tremoliticos, 33hornblendicos, 34micaceos, 8, 10, 14, 16, 21, 22, 23micáceos, 27moscoviticos, 14, 31, 36negros, 21, 22sericiticos, 16, 17, 24, 36sillimaniticos, 10, 13, 14talcosos (blancos), 31, 32, 34verdes, 17, 22

Esquistosgrafitico-tremoliticos, 33

estaurolita, 4, 10, 14, 15, 16, 32, 34estratos fosilíferos, 11estructura almohadillada, 25, 26estructuras migmatiticas, 6, 13

agmatiticas, 6, 15diktoniticas, 8estromaticas, 6, 8nebuliticas, 6, 8, 33schlieren, 8

EventoAcadiano, 2, 3, 15, 16, 18Caledoniano, 1, 3, 10, 11, 13Caparonensis, 9, 10, 11Concha, 32

Concha II, 32Cretacico, 19fini-Proterozoico, 1, 3Gaira, 32

Grenvilliana, 30Hercinico, 2, 3, 13, 14, 16, 17, 19, 20Nickeriense, 1, 2, 3, 6, 7, 8, 9, 12, 30, 35Ocloyic-Famitinian, 9Orinoquense, 8, 30Pargüense, 1, 3, 6, 7Transamazonico, 1, 3, 6

facies, i, 2, 3, 4, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18,20, 21, 23, 32, 34anfibolita, 1, 2, 4, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16,

18, 20, 21, 22, 23, 30, 31, 32, 33, 34ceolita, 1, 2, 24, 25, 26, 27, 28de borde, 13eclogita, 1, 2, 23esquisto azul, 1, 2, 23esquisto verde, 1, 2, 6, 7, 9, 10, 11, 12, 14, 16, 17, 18,

20, 21, 22, 25, 26, 27, 30, 32, 34, 35, 36granulita, 1, 2, 7, 8, 12, 13, 14, 22, 28, 30prehnita-pumpellyta, 1, 2, 24, 25, 26, 27, 28, 35

FallaCauca-Almaguer, 3, 13Florin, 33Guaicaramo, 3Oca, de, 3, 33Otu-Pericos, 3, 12, 13Romeral, 3, 13Santa Marta - Bucaramanga, 3, 9Simarua, 2, 3, 33, 36

fauna, 13feldespato, 4, 7, 8, 9, 10, 11, 13, 15, 18, 19, 20, 23, 25, 26,

28, 30, 31, 34, 35ferroactinolita, 26fibrolita, 23filitas, 1, 2, 6, 7, 10, 11, 17, 20, 27, 31, 32, 35, 36Filitas, 32filonitas, 31flogopita, 15, 29foraminíferos, 27forma lit par lit, 9, 10fósiles, 26gabros, 13, 15, 20, 21, 28glaucofano, 4, 14, 24, 39gradiente térmico, 26grafito, 15, 16, 17, 20, 21, 22, 24, 33, 34granate, 1, 4, 6, 8, 10, 13, 14, 15, 16, 18, 20, 21, 23, 24, 28,

29, 30, 32, 33, 34, 36almandino, 13, 14, 21, 24, 29, 33, 34, 36composición química, 14, 21, 33, 34espesartita, 24, 32grosularia, 24, 29, 34piropo, 24

granitización, 34granitoides, 6, 8, 9granitos, 6, 7, 8, 9, 10, 12, 25, 31, 35, 36granodioritas, 30granosienitas, 8granulitas, 1, 2, 7, 8, 13, 14, 28, 29, 30, 39

48

acidas, 13acidas granatiferas, 13básicas, 1, 7, 8, 13calcáreas, 28, 29cordieríticas, 13cuarzo feldespaticas, 12, 13cuarzo pertíticas, 28charnoquíticas, 1, 7, 8granatiferas, 29intermedias, 28máficas, 22, 28, 29noríticas básicas, 13peridotíticas, 29pertíticas, 28piroclasiticas, 13, 14piroxenicas, 22piroxénicas granatíferas, 22piroxenicas hornblendicas, 22ultramáficas, 28, 29

grawacas, 24, 27, 30hedenbergita, 34hematita, 25heulandita, 26hipersteno, 9, 29horblendita piroxénica, 8hornblenda, 2, 4, 8, 9, 10, 12, 14, 15, 16, 19, 20, 21, 22, 23,

24, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 36hornblendita, 8, 31hornblendita ortopiroxénica, 8ilmenita, 12, 13, 18, 26, 29, 31, 36intrusivos, 2, 10, 11, 16, 18, 31, 34intrusivos graníticos, 11intrusivos néisicos, 2, 18intrusivos sintectónicos, 10jadeita, 2, 4, 23, 36Jurásico, 24, 26, 30, 31labradorita, 13, 15, 16, 22, 25, 28, 29, 32, 34laumontita, 4, 26lavas almohadilladas, 26lawsonita, 2, 4, 23, 24leucosoma, 8leucoxeno, 29, 35liditas, 27limolitas, 16, 17, 27Lineamiento de Sevilla, 30, 31lodolitas, 24lutitas, 16lutitas pizarrosas, 12Maestrichtiano, 26, 28, 36magmatismo, 7, 8, 31, 40magnetita, 7, 12, 13, 16, 18, 19, 21, 22, 26, 27, 29, 31mármoles, 1, 2, 9, 10, 11, 12, 15, 16, 17, 21, 29, 30, 31, 32,

33, 34, 36material carbonáceo, 27, 35mesopertita, 7, 8Mesozoico, 23meta-arcillolitas, 27meta-arcosas, 11meta-areniscas, 1, 2, 10, 11, 12, 22, 27, 36meta-arenitas, 35, 36meta-argilitas calcáreas, 36metabasaltos, 25, 26, 27

metabasitas, 22metabrechas, 22, 36metacalizas, 27metaconglomerados, 1, 6, 10, 11, 12, 22, 35metacuarzodioritas, 31metacherts, 27metadioritas, 20, 21, 22metagabros, 2, 20, 21, 22, 25metagranitos, 33, 36metagrawacas, 17, 27metalimolitas, 10, 11, 27metalimolitas silíceas, 12metamorfismo de contacto, 32metamorfismo dinámico, 27metamorfismo hidrotermal, 26metamorfismo piso oceánico, 26, 28metamorfismo regional, 1, 2, 7, 16, 32, 35, 40metamorfismo térmico, 7metapegmatitas, 18metapelitas, 8, 12, 22metasedimentitas, 1, 35metavolcanitas, 36metawacas, 10, 35mica, 4, 17, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24, 27, 35mica blanca, 4, 17, 20, 21, 22, 23, 24, 27, 35micaesquistos, 1, 6micas, 12, 18, 22, 27microclina, 1, 8, 9, 10, 12, 16, 18, 19, 28, 29, 30, 33, 34, 36micropertita, 1, 8, 13migmatitas, 1, 2, 8, 9, 13, 14, 15, 30, 31, 34

cuarzo feldespaticas, 13de inyección, 9de inyección, 30heterogeneas, 33homogeneas, 33

migmatización, 14, 34mirmequitas, 8, 9monacita, 12monzogranitos, 6moscovita, 4, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 18, 19,

20, 21, 22, 23, 26, 27, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 36neises, 6, 7, 9, 12, 13, 14, 16, 30, 31, 33

aluminicos, 15, 16anfibolicos, 1, 6, 12, 22, 36arenaceos, 9augen, 1, 7, 8, 10, 14, 19, 30, 31, 36biotita-silicatos de aluminio, 6biotítico hornbléndicos, 2biotiticos, 9, 12, 13calcareos, 9cuarzo feldespaticos, 1, 9, 12, 34cuarzo feldespaticos migmatiticos, 1de microclina, 1de origen igneo, 9, 13, 18de plagioclasa-hornblenda, 2dioritico, 10feldespaticos, 15, 16flaser, 10graniticos, 1, 6, 10granitizados, 33granodioritico, 8hornblendicos, 1, 8, 9, 15, 16, 20, 21, 23, 30, 31, 36

49

hornbléndicos, 2hornblendicos", 2maficos, 30micáceos, 1migmatiticos, 1, 6, 9, 12paraneises cuarzo feldespaticos, 23peliticos, 9semipeliticos, 9

Neisesgranitico cuarzomonzoniticos, 10

Neógeno, 2, 3neosoma, 33obducción, 24ofiolitas, 24ofiolitica, serie, 24oligoclasa, 10, 12, 14, 15, 16, 18, 19, 21, 22, 23, 25, 28, 29,

30, 31, 32, 33, 34olivino, 8, 21, 26, 28, 29onfacita, 24opacos, 12, 16, 18, 20, 27, 33, 34, 36Ordovícico, 9, 10, 11, 13, 39, 41ortoclasa, 8, 12, 15, 16, 19, 31

ortocuarcitas, 1, 6ortoneis anfibolítico, 12ortoneises, 16, 18, 30, 31ortopiroxeno, 7, 8, 9, 12, 13, 21, 29ortosa, 20, 33óxidos de hierro, 10, 11, 22, 27, 30, 31, 33, 35Paleoceno, 32Paleógeno, 1, 2, 3, 36paleosoma, 8, 33Paleozoico, 1, 2, 3, 9, 11, 23, 35, 41paraesquistos, 30paragonita, 4, 36paraneises, 1, 9, 10, 14, 15, 16, 23pegmatitas, 2, 8, 9, 16, 20, 21, 23pegmatíticas, 7, 10pelitas feldespáticas, 16Pérmico, 3, 16, 20, 31pertita, 8, 9, 12, 28, 29, 30, 33PH2O, 14picritas, 28pigeonita, 25, 26pirita, 15, 16, 17, 19, 22

piroxeno, 13, 25, 26, 28, 29, 31pizarras, 1, 2, 6, 7, 10, 11, 27, 28plagioclasa, 2, 4, 8, 9, 10, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 20,

21, 22, 23, 24, 25, 26, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35,36

pórfidos, 36pórfidos cuarzosos, 8porfiroblastos, 17, 18, 19, 30, 34prehnita, 25, 26, 27, 28, 35presión

alta, 2, 4, 8, 21, 23, 24baja, 1, 2, 4, 6, 9, 10, 11, 14, 15, 16, 23, 24, 25, 26, 32,

36media, 1, 7, 8, 10, 11, 13, 14, 17, 18, 20, 21, 24, 28, 33,

34Proterozoico, 13Proterozoico medio, 6Proterozoico Temprano, 8, 30protolito, 6, 18, 20, 21, 36pumpellyta, 1, 2, 4, 24, 25, 26, 27, 28quiastolita, 36radiolarios, 27Relacion pCO2/pH2O, 32rocas ultramáficas, 28rutilo, 4, 12, 17, 18, 19, 24, 34, 35, 36sericita, 7, 10, 11, 17, 18, 19, 20, 21, 22, 24, 27, 32, 33, 35,

36series de facies, i, 2, 3, 16, 17, 21serpentinitas, 19, 20, 21, 24, 25, 26, 31, 32, 33, 34, 36shales, 17, 24, 27sienitas, 8silicatos de aluminio, 1, 6, 31, 32silicatos de calcio, 12silos básicos, 12sillimanita, 3, 4, 6, 8, 9, 10, 12, 13, 15, 16, 18, 19, 20, 23,

32skarn, 34

stilpnomelana, 4, 24, 28talco, 4, 19, 31, 32, 33, 34temperatura

alta, 4, 6, 16, 22, 23, 26Terciario, 34, 35textura

alotriomórfica, 19cataclástica, 19clástica, 17granoblástica, 12, 19, 20hipidioblástica, 18, 19, 20hipidiomórfica, 19lepidoblástica, 12, 19moteada, 17ofítica, 13, 28porfidoblástica, 19porfirítica, 28protoclástica, 23, 29subofítica, 26

titanio, 26titanita, 33tobas, 17, 22, 24, 26, 28, 35, 36tremolita, 10, 15, 16, 21, 31, 32, 34, 36Triásico, 3, 7, 16, 20, 31, 35, 41turmalina, 16, 17, 18, 19, 20, 35, 36Turoniano, 35ultramáficas, rocas, 1, 2, 7, 8, 29, 31, 32uralita, 25vidrio, 26, 28vulcanitas, 27wacas, 36wollastonita, 4, 15, 16, 29xenolitos, 22zoisita, 16, 17, 20, 21, 24, 31, 32, 34zona de borde, 30zonas de brecha, 13

50

INDICE DE UNIDADES DE ROCA

Abejorral, Intrusivo néisico de, 16, 18, 20Adamelítico porfidoblástico, Neis (Yarumal), 19Alas, Metamorfitas de, 34Alto de Minas, Neis del, 18Amaime, Formacion, 25, 26Anabá, Formacion, 12Ancón, Grupo, 17Antioqueño, Batolito, 15Aracataca, Batolito de, 30Areniscas de Gutiérrez, Formacion, 11Arquía, Complejo, 22Arquía, Grupo, 20, 21Atabapo, Granito de, 6Ayurá, Neises de la Zona, 13Barragan, Eclogitas y esquistos azules de, 24Barroso, Formacion, 25, 26, 27Baudo, Basaltos de la Serranía del, 28Bolo azul, Complejo, 20Bolo Azul, Complejo, 21, 22Bucaramanga, Complejo, 9, 10Bucaramanga, Neis de, 9, 10Buesaco, Complejo metamórfico de, 20, 22Buey, Intrusivo néisico de, 18Buga, Batolito de, 26, 41Bugalagrande, Grupo, 20, 21Buritaca, Cuarzodiorita de, 30Buritaca, Neis de, 30, 31Busbanzá, Filitas cordieriticas de, 10Cajamarca, Complejo, 17Cajamarca, Grupo, 17, 18, 40Caldas, Anfibolita de, 14Campamento, Neis de, 18, 19Cañasgordas, Grupo, 27Carpintero, Formacion, 36Cinto, Filitas de, 32Cisneros, Formacion, 27Cocha, Neis de la, 8Cocha-Río Téllez, Complejo migmatitico dela, 8Concha, Esquistos de, 32Consólida, Formacion, 27Cretáceo Inferior, Metabasaltos del, 25Cristalina, Metasedimentos de la, 12Cucutilla, Secuencia de, 10Chinchina, Anfibolita saussurítica de, 20, 21Chinchina, Intrusivo néisico de, 23Chinchina, Neis de, 23Chitagá, Secuencia de, 10Chuscales, Filitas de, 10Dagua, Complejo estructural, 28Dagua, Grupo, 27Davis, Neises biotiticos del, 12Diabásico, Grupo, 26Dibulla, Neis de, 28, 29Don Diego, Neis de, 30, 31Esmita - La Sierra, Esquistos verdes y metasedimentitas de,

20, 22Espinal, Formacion, 27Etpana, Formacion, 36Floresta metamorfoseada, Formacion, 11Floresta, Formacion, 10, 11

Gaira, Esquistos del, 31, 32Garzón, Grupo, 7, 8, 40Guapotón, Neis augen de, 7, 8Hígado, Formacion El, 12Honda, Intrusivo néisico de la, 18Horizontes, Neis de, 18, 19Ibague, Batolito, 18Icarcó, Complejo, 12Igneo Básico, Complejo, 28Iguaná, Neis de la, 18, 19Ipanarahu, Formacion, 36Jambalo, Esquistos glaucofánicos de, 23, 24Jarara, Formacion, 36Jatúruhu, Esquistos de, 33, 34, 35Jojoncito, Granito de, 35Lajas, Granito de las, 9Latal, Pluton, 29Lázaro, Formacion, 27Línea, Intrusivo néisico del Alto de la, 18, 19Lisboa - Palestina, Esquistos de, 20, 21Lutitas de Portachuelo, Formacion, 11Macuira, Formacion, 33Macuira, Serie, 33Maimachi, Formacion, 7Mancagua, Neis augen de, 7Mangos, Granulitas de los, 28, 29, 30Manizales, Intrusivo néisico de, 18Manizales, Intrusivo Néisico de, 19Medellín, Anfibolitas de, 15Mercaderes, Tobas, 22Metadiorita (Sierra Nevada), 31Metamorfitas no diferenciadas (Srra Nevada), 30Miel, Neis de la, 14, 15, 18Mina, Esquistos verdes de la, 20, 22Minas, Metamorfitas de las, 12Mitú, Complejo Migmatitico del, 6Monopamba, Grupo, 20Montegrande, Neis granítico de, 18, 19Muchachitos, Neis de los, 30Muchachitos, Neis de Los, 31Naranjales, Ortoneis de, 16, 18Nariño, Complejo Migmatítico de, 8Norcasia - San Diego, Intrusivo neisico, 16Norcasia, Intrusivo neisico de, 18, 20Nutibara, Miembro, 27Orihueca, Anortosita de, 29Ortoneis (Santander), 9, 11Ortoneis sintectónico (Sierra Nevada), 30Otengá, Filitas de, 10Padua, Anfibolita de, 15, 16, 20Padua, Intrusivo néisico de, 18Padua, Intrusivo Néisico de, 20Paispamba, Anfibolitas y metagabros de, 20, 22Palmas, Neis augen de las, 13Palmitas, Granito néisico de, 18, 20Palomino, Cuarzomonzonita de, 30Pantanillo, Intrusivo néisico de, 18Pantanillo, Intrusivo néisico de, 18Páramo Rico, Pluton del, 9Parashi, Cuarzodiorita de, 36Paráuinkrein, Formacion, 35Pedrera, Formacion, 7

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Penderisco, Formacion, 27Perijá, Serie de, 11Pescadero, Neis de, 16, 18Pijao, Anfibolitas granatíferas de, 20, 24Pijao, Eclogitas de, 24Pijao, Esquistos de glaucofana de, 24Plata, Metamorfitas de la, 12Pueblo Bello, Batolito de, 30Puente Peláez, Migmatitas de, 13Puerto Berrío, Neis de, 12Puerto, Neis de, 12Punta Betín, Esquistos de, 32Puquí, Complejo, 13, 38Puquí, Metatonalita de, 13Puquí, Neis de, 13Quebradagrande, Formacion, 25Quetame, Grupo, 11Quintero, Neis de, 18, 20Recreo, Granito de El, 7, 8, 40Retiro, Granulitas de El, 13Retiro, Grupo El, 14Rio Cauca, Esquistos anfibólicos del, 20, 21Río Verde, Neis de, 18Rocas Metamórficas al Este de la falla Otú, 12Rocas Metamórficas de la Cordillera Central al occidente

de la Falla Otú, 15Rocas metamórficas sin diferenciar (Sierra Nevada), 31Rodadero, Esquistos de El, 32Rosario, Complejo, 20, 21, 22, 23Sabaletas, Esquistos de, 20Salento, Intrusivo néisico de, 19

Samaná, Ortoneis de, 16, 18San Antonio, Anfibolitas y metagabros de, 20San Antonio, Anfibolitas y metagrabros de, 22San Diego, Neis de, 18San Felipe, Granito de, 6San Lorenzo, Esquistos de, 32San Lucas, esquistos de, 12San Lucas, neises de, 12San Pablo, Formacion, 25Santa Bárbara, Batolito de, 23Santa Marta, Batolito de, 31, 32Santa Teresa, Rocas sedimentarias de, 12Serie polimetamórfica de la Cordillera Central, 17Sevilla, Anortosita de, 29Sevilla, Complejo metamórfico de, 30Siapana, Granodiorita de, 35Silgará, Formacion, 10, 11Sucre, Anfibolita de, 20, 23Taganga, Filitas de, 32Tierradentro, Neises y anfibolitas de, 12Timbio, Esquistos cuarzo-micáceos y cuarcitas de, 20, 22Toná, Neis de, 10Trinidad, Basaltos de la, 26unidad "Pd?" (Sierra Nevada), 31Uray, Neis de, 33, 34, 35Urrao, Miembro, 27Valdivia, Grupo, 15, 16, 17, 39Vapor, Milonitas de El, 12Virgen, Metasedimentitas de la, 11Volcánica, Formacion, 25, 26

52

Anexo 1. Dataciones isotópicas de rocas metamórficas en Colombia

UNIDAD DE ROCA ROCA METOD. MIN EDAD Sr87/Sr86

EDADREC.

REFERENCIA

Abejorral, Neis de Neis K-Ar bi 202 ± 5 González, 1980Abejorral, Neis de Ortoneis K-Ar bi 207 ± 5 González, 1980Algarrobo 1, pozo Esq. filitico K-Ar rt 86.3 ± 4 88.2 Tschanz et al., 1974Ancón, Esq. de Esq. sericitico K-Ar rt 160 ±11 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico K-Ar rt 182 ± 8 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr I rt 226 ± 4 0.724 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr rt 261 0.710 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr rt 271 0.710 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr rt 273 0.705 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr rt 294 0.705 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr rt 365 0.710 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr rt 380 0.710 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr rt 412 0.705 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr rt 433 0.705 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr rt 493 0.710 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr rt 555 0.705 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr rt 626 0.710 Restrepo et al., 1991Ancón, Esq. de Esq. sericitico Rb-Sr rt 702 0.705 Restrepo et al., 1991Arquía, Grupo Anfibolita K-Ar hb 110 ± 5 113 Restrepo y Toussaint,76Arquía, Grupo Anfibolita granat K-Ar rt 110 ±10 110 Toussaint y Restrepo,76bAyurá-Montebello, Grupo Neis Rb-Sr bi 69 0.706 Fujiyoshi et al., 1976Ayurá-Montebello, Grupo Esq. sericitico K-Ar rt 270 ±10 270 Restrepo et al., 1978Barragán, Esq. azules de Esq. lawsonita K-Ar hb 120 ± 5 Brook, 1984Bolo Azul, Complejo K-Ar hb 62 ± 2 Brook, 1984Bolo Azul, Complejo K-Ar hb 67 ± 2 Brook, 1984Bolo Azul, Complejo K-Ar hb 75 ± 2 Brook, 1984Bolo Azul, Complejo K-Ar hb 116 ± 3 Brook, 1984Bucaramanga, Neis de Neis bi-cz-fk Trz-F ap 4.2 ± 0.5 Shagam et al., 1984Bucaramanga, Neis de Neis bi-cz-fk Trz-F ap 5.0 ± 0.6 Shagam et al., 1984Bucaramanga, Neis de Neis bi-cz-fk Trz-F ap 12.4 ±1.5 Shagam et al., 1984Bucaramanga, Neis de Neis bi-cz-fk Trz-F circ 67 ± 7 Shagam et al., 1984Bucaramanga, Neis de Neis bi-cz-fk Trz-F circ 98 ± 10 Shagam et al., 1984Bucaramanga, Neis de Neis biotitico K-Ar bi 189 ± 4 193.2 Goldsmith et al., 1971Bucaramanga, Neis de Neis biotitico K-Ar bi 198 ± 7 202.8 Goldsmith et al., 1971Bucaramanga, Neis de Metadiorita K-Ar hb 413 ±30 423.0 Goldsmith et al., 1971Bucaramanga, Neis de Pegmatita K-Ar mv 432 ± 8 442.7 Goldsmith et al., 1971Bucaramanga, Neis de Pegmatita K-Ar mv 439 ±12 449.7 Goldsmith et al., 1971Bucaramanga, Neis de Pegmatita K-Ar mv 457 ±13 468.1 Goldsmith et al., 1971Bucaramanga, Complejo Neis de cz,hb,pg Ar-Ar Int hb 574±8 Restrepo-Pace, 1995Bucaramanga, Complejo Neis de hb,cz,pg Ar-Ar Int hb 668±9 Restrepo-Pace, 1995Bucaramanga, Neis de Neis biotitico Rb-Sr rt 680 ± 140 0.705 696.7 Goldsmith et al., 1971Bucaramanga, Neis de Neis anfibolico K-Ar hb 945 ±40 968.4 Goldsmith et al., 1971Bugalagrande, Grupo Anfibolita Rb-Sr I rt 123 ±12 0.71759 Brook, 1984Buritaca, Neis de Anfibolita K-Ar hb 147 ± 6 150.5 Tschanz et al., 1974Cajamarca, Grupo Esq. negro Rb-Sr I rt 64 ± 2 Brook, 1984Cajamarca, Grupo Esq. biotitico K-Ar bi 113 ±10 Restrepo et al., 1991Cajamarca, Grupo Metadiabasa K-Ar rt 312 ±15 312 Restrepo y Toussaint,1978bCaldas, Anfibolita de Anfibolita K-Ar rt 254 ± 8 Restrepo et al., 1991Caldas, Anfibolita de Anfibolita K-Ar anf 264 ±27 Restrepo et al., 1991Caldas, Anfibolita de Anfibolita K-Ar rt 306 ±15 Restrepo et al., 1991Caldas, Anfibolita de Anfibolita K-Ar anf 319 ±48 Restrepo et al., 1991Caldas, Anfibolita de Anfibolita K-Ar anf 324 ±16 Restrepo et al., 1991Caldas, Anfibolita de Anfibolita granat. Rb-Sr rt 381 0.705 Restrepo et al., 1991Caldas, Anfibolita de Anfibolita granat. K-Ar anf 1670±500 1670 Restrepo y Toussaint,1978aCinto, Filita de Filita K-Ar rt 33.5±3.2 34.3 MacDonald et al., 1971Cinto, Filita de Filita K-Ar rt 40.9±4.7 41.7 MacDonald et al., 1971Cinto, Filita de Filita K-Ar rt 49.3±3.9 50.5 MacDonald et al., 1971Cinto, Filita de Filita K-Ar rt 65.3±3.3 66.9 MacDonald et al., 1971Cisneros, Formación Filita K-Ar rt 61.9±2.7 64 Barrero, 1979Cisneros, Formación Filita K-Ar rt 81.8±3.3 84 Barrero, 1979Concha, Esq. de Filita K-Ar rt 38.7±3.4 39.7 MacDonald et al., 1971Concha, Esq. de Anfibolita K-Ar act 102± 30 104.5 MacDonald et al., 1971Concha, Esq. de Anfibolita K-Ar act 110.5±8.8 112.9 MacDonald et al., 1971

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UNIDAD DE ROCA ROCA METOD. MIN EDAD Sr87/Sr86

EDADREC.

REFERENCIA

Concha, Esq. de Anfibolita K-Ar act 128 ± 25 131.3 MacDonald et al., 1971Dibulla, Neis de Neis de hb,pg Rb-Sr I rt 1400 0.703 MacDonald y hurley, 1969Don Diego, Neis de Neis K-Ar hb 250 MacDonald y hurley, 1969Gaira, Esq. de Esq. anfibolico K-Ar anf 36.2±5.1 37.0 Tschanz et al., 1974Gaira, Esq. de Esq. biotitico K-Ar bi 42.6±1.7 43.5 Tschanz et al., 1974Gaira, Esq. de Esq. anfibolico K-Ar anf 47.4±2.4 48.3 Tschanz et al., 1974Gaira, Esq. de Esq. anfibolico K-Ar anf 51.0±3.6 52.1 Tschanz et al., 1974Garzón, Grupo Neis de hb,cz,pg Ar-Ar Int fk 174±3 Restrepo-Pace, 1995Garzón, Grupo Granulita px,gr Ar-Ar Int fk 188±3 Restrepo-Pace, 1995Garzón, Grupo Granulita charn. Rb-Sr rt 601±56 0.704 Alvarez, 1981Garzón, Grupo Neis cz,hb,pg,bi Ar-Ar Int rt 765±7 Restrepo-Pace, 1995Garzón, Grupo Mármol flogopita K-Ar flog 912 ± 35 Priem et al., 1989Garzón, Grupo Mármol flogopita Rb-Sr fk-rt 918 ± 27 Priem et al., 1989Garzón, Grupo Granulita basica K-Ar hb 925 ± 50 Alvarez y Linares, 1984Garzón, Grupo Anfibolita clpx K-Ar hb 971±19 Priem et al., 1989Garzón, Grupo Neis augen pg,hb U-PB circ 1067±4 Restrepo-Pace, 1995Garzón, Grupo Horblendita px Ar-Ar P hb 1073.9 Restrepo-Pace, 1995Garzón, Grupo Neis augen pg,hb U-Pb circ 1074±10 Restrepo-Pace, 1995Garzón, Grupo Neis augen pg,hb U-Pb circ 1092±4 Restrepo-Pace, 1995Garzón, Grupo Neis augen pg,hb U-Pb circ 1098 Restrepo-Pace, 1995Garzón, Grupo Granulita charn. Rb-Sr rt 1110±180 0.704 Alvarez, 1981Garzón, Grupo Hornblendita px Ar-Ar TF hb 1117 Restrepo-Pace, 1995Garzón, Grupo Granulita charn. Rb-Sr rt 1150 ± 70 0.704 Alvarez, 1981Garzón, Grupo Granulita charn. Rb-Sr rt 1160±160 0.704 Alvarez, 1981Garzón, Grupo Granulita Rb-Sr I rt 1172±90 0.704 Priem et al., 1989Garzón, Grupo Granulita charn. Rb-Sr I rt 1180 0.704 Alvarez, 1981Garzón, Grupo Neis augen pg,hb Sm-Nd 1500 Restrepo-Pace, 1995Garzón, Grupo Hornblendita px Sm-Nd 2710 Restrepo-Pace, 1995Ginebra, Macizo de Anfibolita K-Ar anf 96 ± 3 Espinosa, 1985Guapotón, Neis augen de Neis augen pg,hb Ar-Ar min hb 180 Restrepo-Pace, 1995Guapotón, Neis augen de Neis augen K-Ar bi 216 ± 5 Priem et al., 1989Guapotón, Neis augen de Neis augen Rb-Sr bi-rt 390 ±12 Priem et al., 1989Guapotón, Neis augen de Neis augen Ar-Ar max hb 890 Restrepo-Pace, 1995Guapotón, Neis augen de Granulita band K-Ar hb 955 ±19 Priem et al., 1989Guapotón, Neis augen de Granulita band K-Ar hb 1000 ±25 Priem et al., 1989Guapotón, Neis augen de Neis augen Rb-Sr I N.I. 1596±300 0.702 Priem et al., 1989Jambaló, Esq. glaucof. Esq. glaucofana K-Ar anf 104 ±14 De Souza et al., 1984Jambaló, Esq. glaucof. Esq. sericitico K-Ar rt 125 ±15 125 Orrego et al., 1980Jambaló, Esq. glaucof. Esq. glaucofana K-Ar anf 217 ±10 De souza et al., 1984Macuira, Fm (Uray) Neis K-Ar hb 56 ± 6 Lockwood, 1965Macuira, Fm. (Uray) Neis K-Ar hb 172 ±10 Lockwood, 1965Mangos, Granulita de los Granulita gr,px Ar-Ar Int bi 561±6 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Neis hb,px,cz,pg Ar-Ar Int bi 845 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Granulita K-Ar hb 940 ±30 963.3 Tschanz et al., 1974Mangos, Granulita de los Granulita gr,pg U-Pb circ 1007±3 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Granulita gr,pg U-Pb circ 1037±3 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Granulita gr,pg U-Pb circ 1092±5 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Neis cz,hb,pg U-Pb circ 1096±4 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Neis cz,hb,pg U-Pb circ 1130±5 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Granulita gr,pg U-Pb circ 1137±8 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Granulita gr,pg U-Pb circ 1150±3 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Neis cz,hb,pg U-Pb circ 1155±5 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Neis cz,hb,pg U-Pb circ 1194±5 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Neis cz,hb,pg U-Pb circ 1197±4 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Neis cz,hb,pg U-Pb circ 1224±3 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Neis cz pertitico Rb-Sr rt 1300±100 0.703 1332.4 Tschanz et al., 1974Mangos, Granulita de los Granulita gr,pg U-Pb circ 1492±15 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Granulita gr,pg U-Pb cird 1534±3 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Granulita gr,pg U-Pb circ 1543±2 Restrepo-Pace, 1995Mangos, Granulita de los Granulita gr,pg Sm-Nd 1720 Restrepo-Pace, 1995Medellín, Anfibolita de Anfibolita K-Ar anf 60 ± 18 Restrepo et al., 1991Medellín, Anfibolita de Anfibolita K-Ar anf 62 ± 20 Restrepo et al., 1991Medellín, Anfibolita de Anfibolita K-Ar anf 90 ± 10 Restrepo et al., 1991Medellín, Anfibolita de Anfibolita K-Ar hb 90.8±4.5 93 Restrepo y Toussaint, 1976Medellín, Anfibolita de Anfibolita K-Ar anf 97 ± 15 Restrepo et al., 1991Medellín, Anfibolita de Anfibolita K-Ar anf 102 ± 31 Restrepo et al., 1991Medellín, Anfibolita de Anfibolita K-Ar anf 105 ± 5 Restrepo et al., 1991Medellín, Esq. de Esq. verde K-Ar bi 62 ± 11 Restrepo et al., 1991Medellín, Esq. de Esq. act Rb-Sr rt 75 0.710 Restrepo et al., 1991

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EDADREC.

REFERENCIA

Medellín, Esq. de Esq. act Rb-Sr I rt 81 ± 10 0.7106 Restrepo et al., 1991Medellín, Esq. de Esq. Rb-Sr rt 86 0.710 Restrepo et al., 1991Medellín, Esq. de Esq. act K-Ar anf 100 ± 8 102 Toussaint y Restrepo, 1976Medellín, Esq. de Esq. actinolit K-Ar act 108 ±12 111 Restrepo y Toussaint, 1976Medellín, Esq. de Esq. act Rb-Sr rt 116 0.705 Restrepo et al., 1991Medellín, Esq. de Esq. act Rb-Sr rt 136 0.705 Restrepo et al., 1991Medellín, Esq. de Esq. act. Rb-Sr rt 349 0.710 Restrepo et al., 1991Medellín, Esq. de Esq. act. Rb-Sr rt 887 0.710 Restrepo et al., 1991Medellín, Esq. de Esq. act. Rb-Sr rt 1032 0.705 Restrepo et al., 1991Medellín, Esq. de Esq. act. Rb-Sr rt 1329 0.705 Restrepo et al., 1991Medellín, Esq. de Esq. act. Rb-Sr rt 1368 0.705 Restrepo et al., 1991Metadiorita (Sierra Nevada Metadiorita K-Ar hb 170 ± 6 174.1 Tschanz et al., 1974Miel, Neis de la Neis K-Ar mv 331 ± 28 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 340 0.710 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis K-Ar mv 343 ± 12 343 Restrepo y Toussaint,1978aMiel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 353 0.705 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 364 0.705 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr I rt 388 ± 12 0.7157 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 434 0.710 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 438 0.710 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 473 0.705 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 480 0.705 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 491 0.710 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 497 0.710 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 539 0.705 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 550 0.710 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 588 0.705 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 603 0.705 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 625 0.710 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 661 0.710 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 814 0.705 Restrepo et al., 1991Miel, Neis de la Neis Rb-Sr rt 901 0.705 Restrepo et al., 1991Minas, Metamorfitas de las Neis hb,pg,cz Ar-Ar TF hb 905.6 Restrepo-Pace, 1995Minas, Metamorfitas de las Neis hb,pg,cz Ar-Ar P hb 911.2 Restrepo-Pace, 1995Minas, Metamorfitas de las Neis hb,pg,cz Sm-Nd 1970 Restrepo-Pace, 1995Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico K-Ar bi 1215 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis milonit bi Rb-Sr bi 1223 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis augen bi Rb-Sr bi 1230 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis augen bi K-Ar bi 1240 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico Rb-Sr bi 1248 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico Rb-Sr bi 1253 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico K-Ar bi 1254 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico Rb-Sr bi 1258 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis hb-bi Rb-Sr bi 1258 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico Rb-Sr bi 1261 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico Rb-Sr bi 1262 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis milonit bi K-Ar bi 1264 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico K-Ar bi 1265 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis hb-bi Rb-Sr bi 1270 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico Rb-Sr bi 1280 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico K-Ar bi 1282 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico Rb-Sr bi 1291 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico K-Ar bi 1293 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis dos micas Rb-Sr bi 1295 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis dos micas Rb-Sr mv 1298 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico K-Ar bi 1302 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico Rb-Sr bi 1314 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis dos micas K-Ar mv 1323 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico Rb-Sr bi 1327 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico K-Ar bi 1333 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico K-Ar bi 1340 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis hb-bi K-Ar bi 1348 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis dos micas Rb-Sr bi 1349 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis dos micas K-Ar bi 1349 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico K-Ar bi 1358 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis dos micas K-Ar mv 1389 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis dos micas Rb-Sr mv 1410 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis hb-bi K-Ar bi 1418 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis hb-bi K-Ar hb 1447 Priem et al., 1982

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EDADREC.

REFERENCIA

Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico U-Pb circ 1480±100 Priem et al., 1982Mitú, Compl. Migm. del Neis biotitico Rb-Sr I rt 1557±80 0.706 Priem et al., 1982Norcasia, Intr. néisico Neis K-Ar bi 80.9±2.8 83.0 Vesga y Barrero, 1978Norcasia, Intr. néisico Neis K-Ar bi 205.0±7.0 210.3 Vesga y Barrero, 1978Ortoneis (de Santander) Ortoneis bi-cz-fk Trz-F ap 6.1 ± 0.6 Shagam et al., 1984Ortoneis (de Santander) Ortoneis bi-cz-fk Trz-F ap 6.1 ± 0.7 Shagam et al., 1984Ortoneis (de Santander) Ortoneis bi-cz-fk Trz-F ap 6.5 ± 0.9 Shagam et al., 1984Ortoneis (de Santander) Ortoneis bi-cz-fk Trz-F circ 50 ± 6 Shagam et al., 1984Ortoneis (de Santander) Ortoneis bi-cz-fk Trz-F circ 61 ± 7 Shagam et al., 1984Ortoneis (de Santander) Ortoneis bi-cz-fk Trz-F circ 109 ± 10 Shagam et al., 1984Ortoneis (de Santander) Neis granitico Rb-Sr rt 450 ± 80 0.705 460.9 Goldsmith et al., 1971Padua, Anfibolita de Anfibolita K-Ar hb 221.0±10. 226.8 Vesga y Barrero, 1978Palmas, Neis augen Neis Rb-Sr rt 167 0.710 Restrepo et al., 1991Palmas, Neis augen Neis Rb-Sr rt 214 0.710 Restrepo et al., 1991Palmas, Neis augen Neis Rb-Sr rt 330 0.705 Restrepo et al., 1991Palmas, Neis augen Neis Rb-Sr rt 519 0.705 Restrepo et al., 1991Palmas, Neis augen Neis Rb-Sr rt 727 0.710 Restrepo et al., 1991Palmas, Neis augen Neis Rb-Sr rt 946 0.705 Restrepo et al., 1991Palmas, Neis augen Neis Rb-Sr rt 1268 0.710 Restrepo et al., 1991Palmas, Neis augen Neis Rb-Sr rt 1531 0.705 Restrepo et al., 1991Palmitas, Cornubiana de Cornubiana K-Ar rt 80 ± 5 Restrepo et al., 1991Palmitas, Neis granit. Neis K-Ar bi 96 ± 5 Restrepo et al., 1991Palmitas, Neis granit. Neis Rb-Sr rt 215 0.710 Restrepo et al., 1991Palmitas, Neis granit. Neis Rb-Sr rt 288 0.710 Restrepo et al., 1991Palmitas, Neis granit. Neis Rb-Sr rt 358 0.705 Restrepo et al., 1991Palmitas, Neis granit. Neis Rb-Sr rt 420 0.705 Restrepo et al., 1991Palmitas, Neis granit. Neis Rb-Sr rt 552 0.710 Restrepo et al., 1991Palmitas, Neis granit. Neis Rb-Sr rt 603 0.710 Restrepo et al., 1991Palmitas, Neis granit. Neis Rb-Sr rt 770 0.705 Restrepo et al., 1991Palmitas, Neis granit. Neis Rb-Sr rt 774 0.710 Restrepo et al., 1991Palmitas, Neis granit. Neis Rb-Sr rt 934 0.705 Restrepo et al., 1991Palmitas, Neis granit. Neis Rb-Sr rt 1146 0.705 Restrepo et al., 1991Penderisco, Fm Lutita K-Ar rt 95 ± 5 95 Restrepo et al., 1979Perico, núcleo pozo Esq. anfibolico K-Ar anf 138 ± 7 141.3 Tschanz et al., 1974Perija, Series Neis cz-fk-bi-ms Trz-F ap 24.7 ±2.2 Shagam et al., 1984Perija, Series Neis cz-fk-bi-ms Trz-F ap 25.1 ±2.5 Shagam et al., 1984Perija, Series Neis Trz-F esf 113 ± 11 Shagam et al., 1984Perija, Series Neis cz-fk-bi-ms Trz-F circ 124 ± 13 Shagam et al., 1984Pescadero, Neis de Neis K-Ar mv 97 ± 5 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 109 0.710 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 192 0.710 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 211 0.710 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 224 0.710 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 232 0.710 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 238 0.705 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 247 0.710 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr I rt 253 ± 10 0.7086 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 285 0.705 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 289 0.705 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 381 0.705 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 457 0.710 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 491 0.705 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 540 0.710 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 551 0.705 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 623 0.705 Restrepo et al., 1991Pescadero, Neis de Neis Rb-Sr rt 689 0.705 Restrepo et al., 1991Plata, Macizo de la Neis biotitico Rb-Sr bi-rt 136 ± 4 Priem et al., 1989Plata, Macizo de la Neis biotitico K-Ar bi 139 ± 4 Priem et al., 1989Puerto Berrío, Neis de Neis Rb-Sr I 894±36 Ordóñez, O., en prep.Puquí, Complejo (Metat.) Metatonalita K-Ar bi 211 205.7 Botero, 1975Puquí, Complejo (Metat.) Neis K-Ar mv 214 ± 7 219 Hall et al., 1972Puquí, Complejo (Metat.) Metatonalita K-Ar bi 220 214.5 Botero, 1975Puquí, Complejo (Metat.) Metatonalita K-Ar bi 239 ± 7 244 Hall et al., 1972Puquí, Complejo (Metat.) Metatonalita Rb-Sr I 258 ± 23 Ordóñez, O., en prep.Puquí, Complejo (Neis de) Neis K-Ar bi 210 ± 11 Restrepo et al., 1991Puquí, Complejo (Neis de) Neis K-Ar bi 218 ± 18 Restrepo et al., 1991Puquí, Complejo (Neis de) Neis K-Ar bi 248 ± 10 254 Toussaint et al., 1978APuquí, Complejo (Neis de) Neis Rb-Sr rt 277 0.710 Restrepo et al., 1991Puquí, Complejo (Neis de) Neis Rb-Sr rt 280 0.710 Restrepo et al., 1991

56

UNIDAD DE ROCA ROCA METOD. MIN EDAD Sr87/Sr86

EDADREC.

REFERENCIA

Puquí, Complejo (Neis de) Neis K-Ar bi 285 ± 12 Restrepo et al., 1991Puquí, Complejo (Neis de) Neis Rb-Sr I 286 ± 18 Ordóñez, O., en prep.Puquí, Complejo (Neis de) Neis Rb-Sr rt 290 0.710 Restrepo et al., 1991Puquí, Complejo (Neis de) Neis Rb-Sr I rt 314 0.709 Restrepo et al., 1991Puquí, Complejo (Neis de) Neis Rb-Sr rt 385 0.710 Restrepo et al., 1991Puquí, Complejo (Neis de) Neis Rb-Sr rt 485 0.710 Restrepo et al., 1991Puquí, Complejo (Neis de) Neis Rb-Sr rt 524 0.705 Restrepo et al., 1991Puquí, Complejo (Neis de) Neis Rb-Sr rt 539 0.705 Restrepo et al., 1991Puquí, Complejo (Neis de) Neis Rb-Sr rt 582 0.705 Restrepo et al., 1991Puquí, Complejo (Neis de) Neis Rb-Sr rt 630 0.705 Restrepo et al., 1991Puquí, Complejo (Neis de) Neis Rb-Sr rt 856 0.705 Restrepo et al., 1991Quintero, Neises del río Neis czo-fk K-Ar mv 35 ± 10 36 Orrego et al., (en prep.)bQuintero, Neises del río Neis czo-fk K-Ar mv 39 ± 5 40 Orrego et al., (en prep.)bRetiro, Migmatitas de El Neis migmatitico K-Ar bi 110 ±10 110 Toussaint et al., 1978bRetiro, Granulita de El Granulita básica K-Ar rt 251 ±21 Restrepo et al., 1991Retiro, Migmatitas de El Migmatita Rb-Sr rt 238 0.705 Restrepo et al., 1991Retiro, Migmatitas de El Migmatita Rb-Sr rt 294 0.710 Restrepo et al., 1991Retiro, Migmatitas de El Migmatita Rb-Sr rt 427 0.705 Restrepo et al., 1991Retiro, Migmatitas de El Migmatita Rb-Sr rt 904 0.710 Restrepo et al., 1991Retiro, Migmatitas de El Migmatita Rb-Sr rt 1078 0.705 Restrepo et al., 1991Rodadero, Esq. del Anfibolita K-Ar hb 54.3±2.7 55.6 MacDonald et al., 1971Rodadero, Esq. del Anfibolita K-Ar hb 59.1±8.8 60.6 MacDonald et al., 1971Rodadero, Esq. del Anfibolita K-Ar hb 62.8±6.3 64.4 MacDonald et al., 1971Rodadero, Esq. del Anfibolita K-Ar hb 64.1±3.2 65.7 MacDonald et al., 1971Rodadero, Esq. del Anfibolita K-Ar hb 79.7±15.8 81.7 MacDonald et al., 1971Rodadero, Esq. del Anfibolita K-Ar hb 91 ± 25 93.3 MacDonald et al., 1971Rosario, Complejo Neis hb,pg Ar-Ar Int hb 80.2±1.7 Restrepo-Pace, 1995Rosario, Complejo Neis hb,pg Ar-Ar Int hb 82±4 Restrepo-Pace, 1995Rosario, Complejo Neis hb,pg Ar-Ar p hb 83.8±1.3 Restrepo-Pace, 1995Rosario, Complejo Neis hb,pg Ar-Ar I hb 85±1 Restrepo-Pace, 1995Rosario, Complejo Anfibolita K-Ar hb 94 ± 12 Brook, 1984Rosario, Complejo Anfibolita K-Ar hb 106 ± 8 Brook, 1984Rosario, Complejo Anfibolita K-Ar hb 107 ± 4 McCourt et al., 1984Rosario, Complejo Anfibolita K-Ar hb 107 ± 4 Brook, 1984Rosario, Complejo Anfibolita K-Ar hb 107 ±10 Brook, 1984Rosario, Complejo Anfibolita K-Ar hb 109 ± 9 Brook, 1984Rosario, Complejo Anfibolita K-Ar hb 114 ± 4 Brook, 1984Rosario, Complejo Anfibolita K-Ar hb 114 ± 8 Brook, 1984Rosario, Complejo Anfibolita K-Ar hb 115 ± 3 Brook, 1984Rosario, Complejo Anfibolita K-Ar hb 115 ± 3 Brook, 1984Sabaletas, Esq. de Esq. negro K-Ar anf 104 ± 5 Restrepo et al., 1991Sabaletas, Esq. de Esq. verde K-Ar rt 127 ± 5 127 Toussaint et al., 1978BSamaná, Neis de Neis Rb-Sr rt 89 0.710 Restrepo et al., 1991Samaná, Neis de Neis Rb-Sr rt 119 0.710 Restrepo et al., 1991Samaná, Neis de Neis Rb-Sr rt 127 0.710 Restrepo et al., 1991Samaná, Neis de Neis Rb-Sr rt 190 0.710 Restrepo et al., 1991Samaná, Neis de Neis Rb-Sr rt 190 0.705 Restrepo et al., 1991Samaná, Neis de Neis Rb-Sr rt 242 0.710 Restrepo et al., 1991Samaná, Neis de Neis Rb-Sr rt 276 0.710 Restrepo et al., 1991Samaná, Neis de Neis Rb-Sr rt 305 0.705 Restrepo et al., 1991Samaná, Neis de Neis Rb-Sr I rt 346 ± 23 0.7054 Restrepo et al., 1991Samaná, Neis de Neis Rb-Sr rt 351 0.705 Restrepo et al., 1991Samaná, Neis de Neis Rb-Sr rt 369 0.705 Restrepo et al., 1991Samaná, Neis de Neis Rb-Sr rt 374 0.705 Restrepo et al., 1991Samaná, Neis de Neis Rb-Sr rt 406 0.705 Restrepo et al., 1991San Antonio, Anfibolitas de Anfibolita K-Ar anf 70 ± 10 71.8 Orrego et al., (en prep.)aSan Antonio, Anfibolitas de Anfibolita K-Ar anf 72 ± 3 73.9 Orrego et al., (en prep.)aSan Lorenzo, Esq. de Esq. anfibolico K-Ar anf 44.1±2.7 44.9 Tschanz et al., 1974Serie polimet. C. Central Esq. cloritico K-Ar rt 61 ± 10 61 Núñez et al., 1979Serie polimet. C. Central Esq. biotitico K-Ar bi 67.3±2.3 69.1 Vesga y Barrero, 1978Serie polimet. C. Central Cuarcita K-Ar bi 71.9±2.5 73.6 Vesga y Barrero, 1978Serie polimet. C. Central Filita cz-ser K-Ar rt 73.3±2.5 75.0 Vesga y Barrero, 1978Serie polimet. C. Central Cuarcita K-Ar bi 76.0±2.6 77.9 Vesga y Barrero, 1978Serie polimet. C. Central Esq. act. K-Ar rt 84 ± 10 84 Núñez et al., 1979Silgara, Fm Esq. micaceo Trz-F ap 18.9±2.2 Shagam et al., 1984Silgara, Fm. Esq. micaceo Trz-F ap 18.9±3.0 Shagam et al., 1984Silgara, Fm. Filita K-Ar rt 198 ± 8 202.8 Goldsmith et al., 1971Silgara, Fm. Filita K-Ar rt 221 ± 8 226.4 Goldsmith et al., 1971Sucre, Anfibolita de Anfibolita K-Ar anf 220 ± 26 Restrepo et al., 1991

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UNIDAD DE ROCA ROCA METOD. MIN EDAD Sr87/Sr86

EDADREC.

REFERENCIA

Sucre, Anfibolita de Anfibolita K-Ar anf 284 ± 30 Restrepo et al., 1991Sucre, Anfibolita de Anfibolita K-Ar anf 482 ± 50 482 Toussaint et al., 1978BTierradentro, Anfib. de Anfibolita K-Ar hb 171.0±13. 175.5 Vesga y Barrero, 1978Tierradentro, Anfib. de Anfibolita K-Ar hb 226.0±10. 231.8 Vesga y Barrero, 1978Tierradentro, Anfib. de Anfibolita K-Ar rt 1360±270 1396.1 Vesga y Barrero, 1978

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