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Boletín de Ciencias de la Tierra

Print version ISSN 0120-3630

Bol. cienc. tierra  no.19 Medellín July/Dec. 2006

 

EDAD Y PROVENINCIA DE LAS ROCAS VOLCÁNICO SEDIMENTARIAS DE LA FORMACIÓN COMBIA EN EL  SUROCCIDENTE ANTIOQUEÑO - COLOMBIA

AGE AND PROVENENCE OF THE VOLCANICLASTIC SEDIMENTS OF THE COMBIA FORMATION IN SOUTHWEST ANTIOQUIA - COLOMBIA.

DIEGO A. RAMÍREZ S., ADRIANA LÓPEZ C., GLORIA M. SIERRA L. y GLORIA E. TORO V.
Departamento de Geologia, Universidad EAFIT
gsierra@eafit.edu.do

Recibido para evaluación: 22 de Septiembre de 2006 / Aceptación: 20 de Noviembre de 2006 / Recibida versión final: 30 de Noviembre de 2006


RESUMEN

Los estudios petrográficos y de  paleocorrientes realizados en la Formación Combia (Mioceno), departamentos de Antioquia y Caldas en Colombia sugieren que ésta se formó a partir  flujos volcánicos y volcanicoclásticos que se originaron hacia el oeste y este del actual Valle del Río Cauca.

Los estudios de trazas de fisión en circones colectados de diferentes horizontes de la Formación Combia arrojan edades Cretácicas, Paleoceno Tardío - Eoceno Temprano y Mioceno Tardío, las cuales han sido interpretadas como el resultado de eventos sintectónicos generados a lo largo del Sistema de Fallas Romeral, en los que se dio el retrabajamiento del basamento cretácico y del Miembro inferior de la  Formación Amagá, coetáneamente con los eventos volcánicos, entre 10 y 6 Ma, que dieron origen a la Formación Combia.

Dentro de las edades obtenidas se destaca la de 53,4 ± 1,4 Ma en una muestra de ceniza de caída que no presenta retrabajamiento alguno. Este resultado  sugiere que los sedimentos subyacentes  serían aún  más antiguos y en consecuencia, que el volcanismo tipo Combia pudo haber comenzado en el Paleoceno y no en el Mioceno como ha sido hasta el momento  aceptado.

PALABRAS CLAVES: Formación Combia, Volcanismo Neógeno, Paleocorrientes, Trazas de Fisión, Petrografía


ABSTRACT

Petrographic and paleocurrent studies carried out within the Combia Formation, Antioquia and Caldas states-Colombia, suggest that this formation formed from volcanic and volcaniclastic flows originated east and west of the present Cauca river valley.

Fission track studies in zircons obtained in different stratigraphic sections, also within the Combia Formation, yield Cretaceous, Late Paleocene – Early Eocene and Late Miocene ages, which have been interpreted as being the result of syntectonic events generated along the Romeral Fault System, where reworking of both, the cretaceous basement and the Amagá Formation (Oligocene-Miocene), took place at the same time as the  volcanic events,  sometime between 10 and 6 M.a.

Among all fission track ages obtained in this study there is one in ash falls with no reworking, that stands out: 53,4 ± 1,4 Ma .This result suggest that the volcanic activity associated with the Combia Formation could have begun earlier, in Paleocene, and no in Miocene as has been commonly accepted.

KEY WORDS: Combia Formation, Neogene Vulcanism, Paleocurrents, Fission Tracks, Petrography


1. INTRODUCCIÓN

La Formación Combia (Grosse, 1926) está formada por rocas volcanoclásticas que suprayacen discordantemente a la Formación Amagá en el Suroccidente de Antioquia. Esta formación está dividida en dos miembros (González, 1976): El Miembro Inferior de carácter volcánico presenta brechas aglomeráticas, derrames basálticos y diques andesíticos y el Miembro Superior de carácter volcanoclástico presenta predominio de epiclastitas mal consolidadas.

1.1. Miembro Volcánico

Se compone esencialmente de conglomerados con matriz tobácea, shales de color crema, areniscas tobáceas, tobas de cristales, tobas de cenizas, aglomerados, brechas volcánicas y derrames de basalto y andesitas. Los aglomerados están compuestos por rocas volcánicas, con una matriz hipocristalina de composición andesítica, las tobas están compuestas por fragmentos cristalinos de augita, hornblenda, biotita, cuarzo, feldespatos caolinitizados, proporción variable de vidrio volcánico y fragmentos de rocas volcánicas.  La mayor parte de los derrames eruptivos corresponden a basaltos feldespáticos Es común observar niveles de autobrechas, sucedidos por niveles de lava maciza vesicular o amigdaloide, con vesículas rellenas de calcedonia, localmente diaclasados, exhibiendo bloques redondeados producto de meteorización esferoidal y a veces, estructuras columnares (Calle y González, 1980)

1.2 Miembro Sedimentario

El Miembro sedimentario esta compuesto por sedimentos con aporte de material volcánico que se superponen a los distintos miembros de la Formación Amagá (Grosse, 1926; Calle y González, 1980). Litológicamente está constituido por interestratificaciones de conglomerados, brechas sedimentarias, areniscas de grano fino a medio y arcillolitas de color crema rojizo. En los conglomerados y brechas, los constituyentes son variados, abundando los cantos de basalto, andesitas, tobas y areniscas de la Formación Amagá.(Calle y González, 1982).

La Formación Combia ha sido considerada de edad Mioceno Tardío – Plioceno con base en las correlaciones realizadas por Van der Hammen (1958), a través de estudios fosilíferos y palinológicos, efectuados en la parte sur de la cuenca del Cauca y las dataciones realizadas por otros autores (Tabla 1), en algunos de los cuerpos hipoabisales porfiríticos y basálticos que afloran en los departamentos de Antioquia y Caldas.

Tabla 1. Edades publicadas para la Formación Combia por diferentes métodos, en diferentes áreas y rocas.

Además, los trabajos de geología regional (Grosse, E.,1926; Jaramillo, J.M., ;1976 ; González, H., 1976, 1980; Calle, B., González, H.,1980; Álvarez, A., 1983; González, H. 2001) realizados anteriormente en la zona de estudio describen que el Miembro Volcánico de la Formación Combia fue originado a través de erupciones de gran magnitud y energía en el mismo terreno donde hoy aflora, pues el tamaño y forma de los fragmentos de los aglomerados, su espesor y continuidad lateral indican un centro de actividad muy próximo que podría corresponder a algunos de los cuerpos de pórfidos que se encuentran en el área, y que se han interpretado como antiguos cuellos volcánicos (Grosse, 1926).

Este trabajo tiene como objetivo presentar la proveniencia de estos materiales de la Formación Combia en el suroccidente Antioqueño, basados en estudios petrográficos y paleocorrientes, además de las dataciones por trazas de fisión realizadas en las rocas de las secciones Guineales – Peñalisa, Concordia y dos cuerpos porfídicos localizados dentro de la zona de estudio

Figura 1

Figura 1. Mapa geológico y localización de las secciones estudiadas, quebrada La Táparo (Verde), Concordia (Rojo) y Guineales – Peñalisa (Azul). (Base cartográfica: Plancha 166 IGAC, Hillshade Azimut 270º / Altitud 45º; Información geológica: Calle y González, 1980).

2. RESULTADOS

2.1. Petrografia

Para la identificación de los principales componentes líticos y mineralógicos de las rocas que afloran en la quebrada La Táparo fueron analizadas 8 secciones delgadas. La figura 2 muestra la posición estratigráfica de las muestras y la tabla 2 recopila el contenido porcentual de los componentes principales identificados en cada una de las secciones, ver detalle de algunas secciones (figura 3).

Figura 2. Columna estratigráfica sección quebrada La Táparo. Puntos azules medidas de las direcciones de paleocorrientes y puntos  verdes muestra sección delgada.

Tabla 2. Contenido porcentual (%) de los componentes mineralógicos y líticos de las rocas que afloran en la quebrada  La Táparo.

1 Los Fragmentos de rocas principales son Basalto, Pórfido feno Andesítico y Cuarzoarenitas.

Dicha información fue utilizada para la posterior clasificación de las rocas, usando los diagramas triangulares de clasificación estándar de términos de rocas para fragmentos piroclásticos de Fisher (1966) (Figura 4), y de cenizas y tobas después de Schmid (1981; en Cas y Wright, 1987)(Figura 5).

Figura 3. Petrografía Sección QUEBRADA La Táparo: a. Cemento carbonatado entre dos fragmentos de basalto (DAC 011);b. Plagioclasa zonada alterada a calcita (DAC 019); c. Cemento carbonatado. Opc: Opacos; Cl: Clorita, hb: Hornblenda; Qz: Cuarzo (DAC 003); d. Clinopiroxeno alterándose a clorita. Nicoles paralelos (DAC 026); e. Cristales subhedrales de granate en matriz vítrea alterada. Nicoles paralelos (DAC 010); f. Matriz vítrea. Nicoles paralelos (DAC 016); g. Cemento arcilloso y cristales de biotita, cuarzo y plagioclasa (DAC 019); h. Cemento arcilloso (DAC 019)

Figura 4. Clasificación de las rocas que afloran en la quebrada   La Táparo a partir del tamaño de grano según Fisher (1966)

Figura 5. Clasificación litológica de las rocas que afloran en la quebrada   La Táparo a partir de la composición porcentual según Schmid (1981)

Así, combinando los resultados mostrados en los dos diagramas anteriores se les asigna los siguientes nombres a estas rocas (Tabla 3):

Tabla 3. Nomenclatura asignada a las rocas que afloran en la quebrada   La Táparo.

2.2. Anàlisis de Paleocorrientes

Para este análisis se recopiló información de las secciones Concordia, Guineales – Peñalisa y quebrada La Táparo (Figura 6), en las cuales se tomó la dirección de imbricación de las gravas contenidas dentro de los paquetes de aglomerado y conglomerado y algunas estructuras sedimentarias entre ellas estratificación cruzada. Esta herramienta fue utilizada para encontrar la posible localización de las antiguas calderas que habrían sido erodadas por procesos superficiales, y que podrían corresponder a las áreas fuentes de los materiales correspondientes a la Formación Combia (Figura 6).

A continuación se muestran los resultados

Figura 6. Localización de las secciones Concordia (I), Guineales – Peñalisa (I),  quebrada La Táparo (I), y los vectores principales de paleocorrientes. A. Morro Pelón, B. Cuchilla Espinosa de Caballo, C. Intrusito de Tamesis, D. Cerro Tusa, E. Alto de Chelines, F. Alto Buenavista, G. Alto Organos, H. Alto Cardona, I. Cero Sillón, J. Cerro Bravo

2.2.1. Concordia

Según las medidas realizadas en gravas imbricadas contenidas dentro de los paquetes de aglomerado y conglomerado que afloran en la sección Concordia (Figura 7), los  resultados muestran dos direcciones principales: SW y NE (Figura 8).

Figura 7. Columna estratigráfica Sección Concordia. Los puntos rojos indican los estratos datados y los azules donde se tomaron direcciones de paleocorrientes (Tomada y modificada de Pérez, 2005)

Se propone como posible área fuente al pequeño cuerpo intrusivo de composición dacítica (Morro Pelón) para los materiales del estrato CCP 5-2 (dirección promedio 243°) y a las Diabasas de la Popala para los materiales correspondientes al estrato CCP 5-8 (dirección promedio 064°). De acuerdo a estas direcciones, los materiales retrabajados habrían estado asociados a paleodrenajes relacionados a una antigua trayectoria del río San Juan (?) (Figura 6).

Figura 8. Diagrama de rosas sección Concordia: a. CCP 5-2, numero de medidas =19, dirección prom. 243°; b. CCP 5-8 numero de medidas =21, dirección prom. 064°.

2.2.2. Guineales – Peñalisa

Según las direcciones de paleocorrientes medidas en la sección Guineales – Peñalisa (Figura 9), se observan dos tendencias: la primera muestra una dirección S – SE (Figura 10) con un rango de variación amplio (desde 132° a 178°) (CGP 4, CGP 22, CGP 26, CGP 26B y CGP 30), la cual coincide con la dirección actual de algunas de las quebradas que desembocan al río San Juan (p.e. quebrada La Herradura); y la segunda tendencia muestra una dirección NE (017° y 030°) (CGP 16 Y CGP 18), y podría indicar retrabajamiento de estos materiales por las aguas de un paleodrenaje similar al actual río San Juan (Figura 6).

Figura 9. Columna estratigráfica Sección Guineales - Peñalisa. Los puntos rojos indican los estratos datados y los azules donde se tomaron direcciones de paleocorrientes (Tomada y modificada de Ríos y Sierra, 2004).

Figura 10. Diagrama de rosas sección Guineales – Peñalisa: a. CGP 4, numero de medidas=18, dirección prom. 145°, b. CGP 16, numero de medidas =21,  dirección prom. 017°, c. CGP 18, numero de medidas =30, dirección prom. 030°, d. CGP 22,  numero de medidas=14, dirección prom. 132°, e. CGP 26, numero de medidas =21, dirección prom. 178°, f. CGP 26B, numero de medidas =18, dirección prom. 173°, g. CGP 30, numero de medidas=20, dirección prom. 165°.

2.2.3. Quebrada. La táparo

Los datos obtenidos de las direcciones de paleocorrientes muestran que el área fuente varía de SW a SE (figura 11), a medida que se asciende en la columna estratigráfica así (figura 2): DAC 003: Cerro Tusa, Alto Chelines y Alto Buenavista; DAC 006: Alto Órganos (parte media del estrato) y Alto Cardona (parte alta del estrato); DAC 007, DAC 011 y DAC 026: Cerro Sillón; DAC 019: Cerro Bravo (Figura 6).

Figura 11. Diagrama de rosas sección quebrada  La Táparo: a. DAC 003, numero de medidas =25,  dirección prom 223°, b. DAC 006. numero de medidas =19, dirección prom 028°, c. DAC 006 (parte media), numero =31, dirección prom 178°, d. DAC 007, numero de medidas=28, dirección prom 203°, e. DAC 011. numero=40, dirección prom 183 °, f. DAC 026, numero de medidas =19, dirección prom 197°;   g. DAC 019. numero de medidas=26, dirección prom 131°.

2.3. Edad de la Formación Combia por Trazas de Fisión

Para la datación se realizaron varios montajes de circones euhedrales y redondeados en el laboratorio de Trazas de Fisión de la Universidad EAFIT. Las muestras fueron obtenidas de las secciones Guineales – Peñalisa, Concordia y algunos cuerpos hipoabisales porfídicos, y los montajes fueron realizados de acuerdo a las recomendaciones de Huford (1990), efectuando un montaje en teflón, pulido con papel abrasivo 600 pastas de diamante de 9, 6, 1, 0.25 micrón, con el fin de garantizar un factor de geometría de 0.5 (Toro et al, 1999). El ataque para el revelado de las trazas se efectuó con una mezcla eutéctica de NaOH-KOH a 220ºC (Gleadow et al, 1976), y el proceso de irradiación de las muestras fue realizado en el reactor La Reina de Santiago de Chile (Chile). Finalmente, para el conteo de las trazas inducidas, se utilizó el método de detector externo (Kapton), empleando un objetivo 100X de inmersión y oculares 10X.

La edad central y la dispersión fueron calculadas utilizando el factor de calibración de Diego Ramírez (ζ= 404 ± 18) y Gloria Toro (ζ= 366 ± 0,5) con base en lo propuesto por Galbraith y Laslett (1993).

La Tabla 4 muestra los resultados analíticos de las dataciones por trazas de fisión y la figura 12 muestra los diagramas radiales de los circones datos en los diferentes estratos de la sección Guineales – Peñalisa  (Figura 9).

Tabla 4. Sección Guineales – Peñalisa. Resultados analíticos de las dataciones por trazas de fisión. n: número de cristales contados; rs-ri: densidad de trazas espontáneas e inducidas (trazas*cm-2); Ns-Ni: total de trazas espontáneas e inducidas; P(c2): probabilidad del valor X2;

Figura 12. Diagrama radial de los circones datados en el estrato a. CGP 44 (Taf 436), b. CGP 37 (Taf 375), c. CGP 29 (Taf 384), d. CGP 23 (Taf 417), e. CGP 15 (Taf 372), f. CGP 15 (Taf 373), g. CGP 11 (Taf 437, h. CGP 4 (Taf 423).

La Tabla 5  muestra los resultados analíticos de las dataciones por trazas de fisión y la figura 13 muestra las edades obtenidas en la sección Concordia a partir de los diagramas radiales de los circones datados en los diferentes estratos de la sección (Figura 7) .

Tabla 5. Sección Concordia. Resultados analíticos de las dataciones por trazas de fisión. n: número de cristales contados; rs-ri: densidad de trazas espontáneas e inducidas (trazas*cm-2); Ns-Ni: total de trazas espontáneas e inducidas; P(c2): probabilidad del valor X2.

Figura 13. Diagrama radial de los circones datados en el estrato a. CCP 7 1 (Taf 387), b. CCP 7 35 (Taf 390)

La Tabla 6 y la Figura 14 muestran las edades obtenidas en los cuerpos hipoabisales porfídicos. Los cuerpos datados fueron el cerro El Corcovado al este del área (Taf 271 y Taf 275) y el pequeño intrusivo localizado al E de Cerro Tusa (Taf 267 y Taf 268).

Tabla 6. Cuerpos hipoabisales porfídicos. Resultados analíticos de las dataciones por trazas de fisión. n: número de cristales contados; rs-ri: densidad de trazas espontáneas e inducidas (trazas*cm-2); Ns-Ni: total de trazas espontáneas e inducidas; P(c2): probabilidad del valor X2.

Figura 14. Diagrama radial de los circones datados en el montaje a. Taf 271, b. Taf 275, c. Taf 267, d. Taf 268

3. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

Tomando como base el porcentaje mineralógico descrito en la sección 2.1., es posible inferir que el magma del cual provino las rocas de la sección quebrada  La Táparo contenía gran cantidad de agua, pues tal como se observa en la Tabla 2, el porcentaje de Hornblenda en las secciones estudiadas supera al de piroxeno, y la aparición de minerales de alteración (biotitas, arcillas y calcita) muestra que las rocas también fueron expuestas a la interacción de fluidos hidrotermales. Además, la Plagioclasa fue clasificada como 35% - 50% An que indicaría que este magmatismo fue de tipo intermedio.

Por otra parte, según las edades obtenidas, es posible que los últimos pulsos del vulcanismo Combia hayan ocurrido hacia los 6 Ma, siendo correlacionables con la intrusión de los cuerpos porfídicos de Marmato y la Felisa, la unidad B del vulcanismo Irra datada por Toro et al., (1999) en 6,3 ± 0,2 Ma, y la sección Concordia, datada por métodos  palinologícos como Mioceno Tardío (Pérez, 2005). Sin embargo, la correlación con la Unidad B de la Formación Irra es cuestionable. Según estudios geoquímicos realizados por Sierra (1994), estas rocas muestran un carácter calcoalcalino, probablemente derivado de una fuente diferente a la de la Formación Combia, esta última de carácter toleítico (Jaramillo, 1976; Marriner y Millward, 1984); razón por la cual Sierra (1994) propone como fuente de los materiales de la Unidad B al complejo volcánico Ruiz – Tolima. Pese a esto, la datación obtenida para la Formación Irra es más antigua que las edades más viejas que se han asignado al Macizo Ruíz – Tolima (3,6 ± 0,36 Ma para la lava inferior del volcán Romeral) (Toro et al, 1999). Por lo anterior, y debido a que la etapa de vulcanismo explosivo en Combia también es de afinidad calcoalcalina, es posible que la fuente de estos últimos pulsos hayan sido los cuerpos de Marmato y La Felisa, o el cuerpo intrusivo de Támesis, localizado al sureste de la zona de estudio y señalado por el análisis de paleocorrientes (Figura 6) como una de las áreas fuentes de los materiales que conforman la sección Guineales - Peñalisa. Sin embargo este último intrusivo ha sido datado como Cretácico (González, 1980).

También se reportan edades entre los 16 y 12 Ma para los intrusivos del Corcovado y el pequeño intrusivo al E de Cerro Tusa. Dichas edades estarían marcando la transición de la migración del cinturón magmático desde la Cordillera Occidental hacia Valle interandino del Río Cauca, que junto con los resultados obtenidos en el estudio de paleocorrientes de la quebrada   La Táparo, donde las zonas de proveniencia varían hacia el oriente a medida que se asciende en los niveles estratigráficos, se estaría evidenciando la migración del magmatismo del Valle Interandino del Cauca hacia la Cordillera Central debido a que el ángulo de inclinación del plano de Benioff se vuelve progresivamente más suave desplazando hacia el Este la zona de fusión parcial generadora del magmatismo, tal como lo proponen Toussaint y Restrepo (1991)

Debido a que el Cerro El Corcovado corresponde a un lacolito, es posible que el intrusivo localizado al E de Cerro Tusa corresponda a una de las fuentes de los materiales pirocláticos que afloran al E del río Cauca, ya que  las paleocorrientes obtenidas en este estudio muestran la fuente de los materiales volcánicos que afloran en la sección quebrada La Táparo, provienen justamente de allí, y de otros cuerpos localizados al sur y más al oriente como los Cerros Tusa, El Sillón, Cerro Bravo y el Alto Cardona.

De esta forma, se tendrían entonces 2 episodios de vulcanismo explosivo: uno, ocurrido a los 10 Ma, al E del Río Cauca, generado por los cuerpos intrusivos que afloran en la carretera Venecia – Bolombolo, y que aportó material al estrato CGP 37 de la sección Guineales – Peñalisa (9,2 ± 1,1 Ma), al W del Río Cauca, coetáneamente con el episodio magmático que produjo el latibasalto del Cangrejo y las diabasas de la Popala; y otro a los 6 Ma generado por los cuerpos intrusivos de Marmato, la Felisa y/o el intrusivo de Támesis, que darían lugar a los piroclastos depositados al W del río Cauca.

Se desata la duda acerca de la edad obtenida en la muestra CGP11, la cual según Ríos y Sierra (2004) y Sierra, et al (2005), corresponde a cenizas de caída que no presentan retrabajamiento y en la cual se obtuvo una edad de 53,4 ± 1,4 Ma (Paleoceno – Eoceno). De esta manera, los materiales subyacentes corresponderían a sedimentos más antiguos que esta edad, tal como lo demuestra la datación obtenida en CGP 4, donde se obtuvo edades Paleocenas y Cretácicas.

Además, en los estratos superiores a CGP11 de la sección Guineales - Peñalisa y en los de la Sección Concordia, se reportan circones correlacionables en edad formados en un episodio magmático o plutónico ocurrido durante el Eoceno Temprano, y transportados a estos lugares tiempo después. Sierra et al. (2003) reporta que la Unidad 2 del Miembro Inferior de la Formación Amagá también presenta edades en el rango Eoceno – Oligoceno, que se correlacionaría con este evento, y que según las paleocorrientes analizadas para este Miembro (Sierra,  et al., 2003) estarían indicando como área fuente a la Cordillera Central.

Dichos circones habrían sido formados en la Cordillera Central, la cual debido a las altas tasas de levantamiento durante el Eoceno tardío (Saenz, 2003; Toro, comunicación personal) habría sido sometida a intensos procesos erosivos que llevarían a la depositación de los sedimentos resultantes en la cuenca correspondiente al paleovalle Interandino del Cauca. Para el Oligoceno, el inicio de los procesos depositacionales de la Formación Amagá conducirían al retrabajamiento de estos materiales Eocenos, explicando la presencia de las edades que Sierra et al. (2003) reportan en su Miembro inferior. Con la subsiguiente depositación del Miembro superior de la Formación Amagá, dichos materiales habrían sido enterrados y aislados del ciclo sedimentario. Ya en el Mioceno tardío, con la reactivación de los procesos tectónicos que dieron origen al vulcanismo tipo Combia, el Miembro Inferior habría sido exhumado por los componentes verticales de los sistemas de fallas de rumbo (Sistema de Fallas Romeral), y por lo tanto, expuesto a procesos superficiales que se habrían encargado de retrabajar estos materiales; lo anterior se ve evidenciado por la presencia de fragmentos de carbón en los estratos basales de la sección quebrada la Táparo (López y Ramírez, 2006) y de circones Eocenos en las secciones Guineales – Peñalisa y Concordia, como se dijo anteriormente.

De esta forma se pone en duda la existencia del hiato Cretácico - Oligoceno en el Departamento de Antioquia propuesto por Toussaint (1999), planteando la posibilidad que para esta época se haya presentado un evento plutónico – magmático (?) que no se encuentra registrado para la zona central de Colombia.

4. AGRADECIMIENTOS

El presente trabajo hace parte del proyecto “Estratigrafía y paleomagnètismo de la Formación Combia”, dentro del grupo de investigación Geología Ambiental de la Universidad EAFIT. A los laboratorios de la Universidad EAFIT, por su colaboración en la parte logística.

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[1] Enviar correspondencia a Gloria María Sierra Lopera; Cra 49 No. 7 Sur 50 Oficina 3-222. Medellín, Colombia. Teléfono: (4) 2619358. Correo electrónico: gsierra@eafit.edu.co

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