6 INTERPRETACIÓN DE ANOMALÍAS DE CAMPOS POTENCIALES

MODELAMIENTO ESTRUCTURAL DE LA ZONA LIMITE ENTRE LA MICROPLACA DE PANAMA Y EL BLOQUE
NORANDINO A PARTIR DE LA INTERPRETACION DE IMÁGENES DE RADAR, CARTOGRAFIA GEOLOGICA,
ANOMALIAS DE CAMPOS POTENCIALES Y LINEAS SISMICAS
6
6.1
INTERPRETACIÓN DE ANOMALÍAS DE CAMPOS
POTENCIALES
INTRODUCCIÓN
Los estudios geológicos en los cuales se aplican los métodos geofísicos de campos
potenciales gravitacional y magnético de la Tierra, generalmente comienzan con
reconocimientos regionales apoyados en información satelital y continúan con la
adquisición geofísica aerotransportada o terrestre, según los objetivos del estudio y la
disponibilidad de recursos. La interpretación de los datos gravimétricos y
magnetométricos se apoyan en información suministrada por otras fuentes, como la
proveniente de líneas sísmicas, pozos, imágenes de radar y cartografía geológica.
Con los resultados de las mediciones gravimétricas y magnéticas se elaboran mapas de
anomalías del campo gravitacional y del campo magnético, con lo cuales se puede llegar
a conclusiones geológicas importantes, como la extensión de las formaciones geológicas,
límites entre cuerpos de roca de diferente grado de magnetización y de diferente
densidad, situación y dimensiones de los grandes macizos intrusivos y zonas de contacto,
áreas de desarrollo de formaciones efusivas, presencia de zonas de fracturación y
profundidad relativa de grandes unidades litológicas.
6.2
GEOFÍSICA SATELITAL
Las modernas misiones satelitales cuentan con tecnología adecuada para la obtención de
información de los campos gravitacional y magnético de la Tierra, útiles en estudios
geofísicos regionales. El satélite alemán CHAMP (Challenging Mini-satelite Payload)
colocado en el año 2000 en una órbita casi circular cercana al polo, con una altitud inicial
de 450 km, suministra datos del campo gravitacional de la Tierra. De igual manera los dos
satélites que hacen parte del proyecto americano-alemán GRACE (Gravity Recovery and
Climate Experiment), colocados en el año 2002 en órbitas semi-circulares polares
(inclinación 89.5° al ecuador), inicialmente a una altitud cercana a 500 km, proporcionan
información del campo gravitacional de la Tierra.
Los datos gravitacionales satelitales integrados con datos aéreos han sido utilizados para
determinar la profundidad del Moho en la cuenca Caribe. Los mapas del Moho en la
cuenca Caribe (Case et al., 1990; Feng, S, van del Lee, & Assumpcao, 2007; en Cerón et
al., 2007) sugieren que la discontinuidad del Moho se profundiza suavemente hacia SE y
varía en profundidad desde 25 km en la mitad de cuenca oceánica de Colombia a
aproximadamente 43 km en la cuenca del Magdalena Bajo (Flueh et al., 1981; en Cerón
et al., 2007). Cerón et al. (2007), indican que el análisis espectral de la anomalía de aire
libre obtenida para el NW de Suramérica a partir de datos satelitales integrados con datos
aéreos, usando el método de Spector & Grant (1970), mediante la aplicación de filtros
6-2
Butterworth, provee una buena aproximación de la configuración del Moho. Este análisis
indica que el Moho oceánico se encuentra a una profundidad de 20 a 25 km, con un buen
control de datos de refracción sísmica, mientras que la profundidad del Moho continental
varía en el rango de 27 a 45 km, con los mayores valores de profundidad bajo la
Cordillera Oriental y los Andes de Mérida. Para la cuenca Caribe y la cuenca del
Magdalena Bajo localizadas entre los 7° y 16° de latitud norte y entre los 71° y 82° de
longitud occidental, la mayor profundidad encontrada, de aproximadamente 30 km, es
característica de la profundidad promedio del Moho, mientras que la profundidad más
somera, de aproximadamente 9 km, está relacionada con el tope del basamento cristalino.
A partir de la integración de datos gravimétricos y magnéticos satelitales (EGM, CHAMP y
GRACE), aéreos y de superficie con datos de topografía digital, velocidad de movimiento
de placas obtenidos con tecnología GPS y datos sísmicos, Hernández (2006) desarrolló
modelos tectónicos regionales del noroccidente de Sur América en los cuales define el
estado de balance isostático de terrenos a partir de la correlación espectral de anomalías
gravimétricas de aire libre y datos de gravedad de terreno, estima espesores confiables y
discontinuidades mayores de la corteza a partir de la correlación de anomalías
geopotenciales y datos sísmicos, y modela la corteza a partir de datos de magnetometría.
En el modelo tectónico del noroccidente de Sur América (Hernández, 2006), se establece
con base en la correlación espectral de los efectos de gravedad del terreno (TGE) y las
anomalías de gravedad de aire libre (FAGA), que las partes centrales de las placas de
Nazca, Cocos y Caribe se encuentran en equilibrio isostático, en tanto que las zonas
límites de placas, las cadenas montañosas volcánicas y las Cordilleras de los Andes no
se encuentran balanceadas isostáticamente. De las consideraciones de equilibrio
isostático concluye que es de esperar que un terreno isostáticamente no compensado
presente una alta actividad sísmica, mientras que un terreno isostáticamente compensado
tenga una actividad sísmica mínima.
Con base en la inversión de los efectos de gravedad de terreno compensados (CTGE)
establece que el espesor de la corteza continental varía de 35 a 55 km y la corteza
oceánica Caribe presenta espesores comprendidos entre 15 a 20 km. La microplaca de
los Andes Norte cuenta con un espesor máximo de cerca de 45 km, indicando que las
cordilleras están parcialmente compensadas por raíces continentales y cuenta con zonas
promisorias para la localización de batolitos de interés económico. Se desprende que una
corteza continental más gruesa provee un mejor escenario para la segregación
magmática de magmas parentales por convergencia de márgenes continentales y que
aquellos magmas que pueden ser contaminados por la corteza, forman mineralizaciones
de interés económico. En un ambiente de margen destructivo de placas (oceánica o
continental) la naturaleza y distribución de la actividad magmática en la placa
suprayacente está directamente conectada a la geometría de la placa subducente
(Wilson, 1989; en Hernández, 2006). Los volúmenes de los diferentes tipos de roca
expelida y las características geoquímicas, están probablemente correlacionadas con las
características químicas de la corteza a través de la cual el magma asciende. Se espera
que una corteza oceánica con espesores comprendidos entre 15 a 20 km tenga bajos
gradientes termales, ideales para la generación de hidrocarburos, como en el caso de la
cuenca sedimentaria asociada al delta del río Magdalena.
A partir del modelamiento inverso de TCFAGA, Hernández (2006) establece que la
subducente placa Pacifica bajo la microplaca de los Andes Norte, muestra varios ángulos
6-3
de inclinación, siendo más pronunciados al sur y más suaves hacia el norte; de igual
manera indica que la placa Caribe muestra una incipiente subducción bajo la microplaca
de los Andes Norte. Se piensa que el ángulo de inclinación de la subducente placa
oceánica bajo la microplaca de los Andes Norte puede controlar el acortamiento y la
formación de cinturones deformados relacionados a magmatismo.
Las anomalías gravimétricas satelitales y de superficie permiten diferenciar
discontinuidades corticales regionales, en tanto que discontinuidades locales pueden ser
solamente interpretadas a partir de anomalías de superficie. Se verificó en este trabajo
que las discontinuidades corticales inferidas a partir de la anomalía gravimétrica de aire
libre a 20 km (FAGA satelital), están mejor definidas en la anomalía gravimétrica de aire
libre de superficie (FAGA de superficie) y que las discontinuidades corticales no
detectadas a 20 km de altitud, están sugeridas en el FAGA de superficie limitando bloques
tectónicos regionales.
Las anomalías de gravedad discontinuas pueden reflejar los efectos de lineamientos que
truncan el patrón de anomalía. Las tendencias de gradiente TCFAGA de las figuras 6.1 y
6.2 muestran las discontinuidades de la corteza interpretadas por Hernández (2006). Los
resultados permiten trazar claramente los límites entre las placas Caribe-Andes Norte, Sur
América-Andes Norte y Caribe-Norte América, pero no permiten definir con claridad los
límites entre la microplaca de Costa Rica-Panamá y la placa Caribe. Los límites de placas
en zonas de subducción tienden a estar mejor definidos que los límites de placas
continentales colisionantes (límite colisional continente-continente).
Las figuras 6.3 y 6.4 muestran las anomalías de gravedad de aire libre de superficie
(FAGA) y la respectiva interpretación de discontinuidades de la corteza. Hernández (2006)
indica que las discontinuidades inferidas del FAGA a 20 km (figuras 6.1 y 6.2) se
encuentran mejor detalladas en el FAGA de superficie. Las discontinuidades de la corteza
que no fueron detectadas a la altitud de 20 km, están sugeridas en el FAGA de superficie
como límites de bloques tectónicos regionales (Hernández, 2006). Las discontinuidades
corticales sugeridas en el FAGA de superficie están asociadas con estructuras someras
que muestran una tendencia regional N20°-30°E y una segunda tendencia orientada
N70°W que delimitan bloques tectónicos alargados de varios tamaños. Dentro de las
discontinuidades definidas, se encuentran las correspondientes a límites de placas y fallas
intracorticales, las cuales incluyen la trinchera Colombo-Ecuatoriana, la trinchera medio
Americana, la falla del cinturón deformado del Sur Caribe, la falla del cinturón deformado
del norte de Panamá, la zona de falla del sur de Panamá, la falla del Atrato, la falla del
borde occidental de la Cordillera Occidental, la falla de Uramita, la falla de Panamá y la
falla Cauca-Patía. También está definida una discontinuidad en territorio panameño, muy
cerca de la frontera con Colombia, que podría corresponder al límite de la microplaca de
Panamá y el bloque Norandino.
Las figuras 6.5 y 6.6 muestran el mapa de anomalía completa de Bouguer y la
interpretación de discontinuidades corticales. Hernández (2006) indica que con el mapa
de anomalía de Bouguer tan solo pudieron ser definidas unas pocas discontinuidades, si
se compara con las obtenidas del mismo análisis adelantado con la anomalía gravimétrica
de aire libre de superficie (FAGA).
6-4
Figura 6.1 Anomalía gravimétrica de aire libre correlacionada con efectos de terreno
(TCFAGA) al noroccidente de Sur América a 20 km de altitud y discontinuidades de la
corteza interpretadas. Mapa en coordenadas cartesianas con origen en el Observatorio
Astronómico de Bogotá (1.000.000 N, 1.000.000 E). Tomado de Hernández (2006)
6-5
Figura 6.2 Límites de places y discontinuidades de la corteza del noroccidente de Sur
América interpretadas de la anomalía gravimétrica de aire libre correlacionada con efectos
del terreno (TCFAGA) a 20 km de altitud. Mapa en coordenadas cartesianas con origen en el
Observatorio Astronómico de Bogotá (1.000.000 N, 1.000.000 E). Tomado de Hernández
(2006)
6-6
Figura 6.3 Anomalía gravimétrica de aire libre (FAGA) de superficie y discontinuidades de
corteza interpretadas. Mapa en coordenadas cartesianas con origen en el Observatorio
Astronómico de Bogotá (1.000.000 N, 1.000.000 E). Tomado de Hernández (2006)
6-7
Figura 6.4 Limites de placas y discontinuidades de corteza interpretadas a partir de la
anomalía gravimétrica de aire libre (FAGA) de superficie. Mapa en coordenadas cartesianas
con origen en el Observatorio Astronómico de Bogotá (1.000.000 N, 1.000.000 E). Tomado de
Hernández (2006)
6-8
Figura 6.5: Anomalía completa de Bouguer (CBA) de superficie e interpretación de
discontinuidades de la corteza. Mapa en coordenadas cartesianas con origen en el
Observatorio Astronómico de Bogotá (1’000.000 N, 1’000.000 E). Tomado de Hernández
(2006).
6-9
Figura 6.6: Límites de placas y discontinuidades intracorticales interpretadas a partir de la
anomalía de Bouguer completa de superficie. Mapa en coordenadas cartesianas con origen
en el Observatorio Astronómico de Bogotá (1’000.000 N, 1’000.000 E). Tomado de Hernández
(2006).
6-10
Para facilitar la interpretación de anomalías de campos geopotenciales, Hernández (2006)
compiló datos aeromagnéticos regionales de las bases de INGEOMINAS y elaboró el
mapa de la figura 6.7, el cual muestra las anomalías de campo magnético total
continuadas hacia arriba, hasta 20 km. En la región del Urabá, las anomalías magnéticas
positivas están asociadas con el arco volcánico del Baudó y las anomalías magnéticas
negativas con la cuenca de Urabá. Adicionalmente las anomalías negativas están
relacionadas a las montañas de los Andes y cuencas sedimentarias locales. Tan solo
unas pocas discontinuidades pudieron ser definidas por la baja resolución de los datos.
Las anomalías magnéticas de campo total reducidas diferencialmente al polo
generalmente reflejan los rasgos regionales de la corteza. Los mínimos magnéticos
indican corteza delgada en cuencas marinas. Las bajas anomalías magnéticas en las
montanas de los Andes pueden estar relacionadas a efectos de demagnetización por los
altos gradientes termales de las regiones volcánicas, como también a las rocas
sedimentarias no magnéticas de la Cordillera Oriental. Además se ha establecido que las
anomalías gravimétricas y magnéticas modeladas a bajas altitudes exhiben amplitudes y
frecuencias que son atenuadas a las altitudes de los satélites, hasta el punto que muchas
no son detectadas (Hernández, 2006).
6-11
Figura 6.7: Anomalías de campo magnético total a 20 km de altitud para el bloque Andes
Norte con interpretación de discontinuidades corticales (líneas azules). Mapa en
coordenadas cartesianas con origen en el Observatorio Astronómico de Bogotá
(1’000.000 N, 1’000.000 E). Tomado de Hernández (2006).
6-12
6.3
GEOFÍSICA AEROTRANSPORTADA
La región del Urabá ha sido cubierta por varios trabajos de adquisición aerogeofísica
adelantados por compañías petroleras y recientemente por la Agencia Nacional de
Hidrocarburos (ANH). Aunque algunos de estos trabajos no han sido realizados
exclusivamente en la región del Urabá, esta ha quedado incluida total o parcialmente en
los cubrimientos de regiones de mayor extensión. Dentro de estos trabajos, cabe
mencionar los trabajos de adquisición aeromagnética realizados por ECOPETROL en
áreas de Atrato-Sinú en el año de 1978, así como los realizados por Gulf Research and
Development en el Chocó, en el año de 1970 y en la región noroccidental cubriendo los
golfos de Urabá y el Darién en el año de 1985 (South American Magnetic Mapping Project
- SAMMP, 1996). Más recientemente, en el año 2006, la ANH adelantó trabajos de
adquisición aerogravimetrica y aeromagnética en los litorales pacífico y caribe (Carson
Aerogravity, 2006). En el Cuadro 6.1 se relacionan estos trabajos, incluyendo algunos
datos adicionales como altura de vuelo y dirección de los mismos.
Dentro de estos trabajos, cabe mencionar los trabajos de adquisición aeromagnética
realizados por la Gulf Research and Development en el Chocó en el año de 1970, los
realizados por ECOPETROL en áreas de Atrato-Sinú en el año de 1978 y los adelantados
por la Gulf Research and Development en la región noroccidental cubriendo los golfos de
Urabá y el Darién en el año de 1985 (South American Magnetic Mapping Project SAMMP, 1996).
Cuadro 6.1 Trabajos de adquisición aerogeofísica que cubren total o parcialmente la región
de Urabá (Información tomada de South American Magnetic Mapping Project - SAMMP, 1996
y Carson Aerogravity, 2006)
Empresa
Area
Año
Longitud
adquirida
(km)
Altura
vuelo (m)
Estudio
Gulf Research and
Development Co.
Chocó
1970
16661
914
Magnetometría
ECOPETROL
Atrato-Sinú
1978
15241
793 y 1829
Magnetometría
Gulf Research and
Development Co.
Noroccidente golfos de
Urabá y Darién
1985
76196
ANH
Litoral Pacifico
2006
10174.3
11647.3
ANH
Litoral Caribe
2006
Magnetometría
1280
Magnetometría
y gravimetría
Magnetometría
y gravimetría
Reviste interés para este estudio, el trabajo de la ANH realizado en el 2006 por CARSON
AEROGRAVITY (con la participación del geofísico Victor Graterol), sobre el litoral pacífico
colombiano, el cual cubre el valle bajo del río Atrato y el sector sur del golfo de Urabá,
bajo el nombre de cuenca del Atrato. La adquisición, procesamiento e interpretación de
información aerogravimétrica y aeromagnética adelantada en el litoral pacífico colombiano
se realizó durante los meses de Junio a Septiembre de 2006, a una altura promedio de
vuelo de 1280 msnm, intervalo de muestreo de 1 segundo, con separación de líneas de
vuelo de 7.5 km y 10.0 km (dentro de una cuadricula de 7.5 km por 10,0 km). Se
ejecutaron 69 líneas, de las cuales 42 líneas se orientaron según rumbo N54°E con
separación de 7.5 km y 27 líneas orientadas N36°W con separación de 10.0 km. Los
6-13
datos fueron recogidos en 129 perfiles de gravedad y 131 perfiles de magnetometría, para
un total de 10174.3 km de gravimetría y 11647.3 km de magnetometría. La zona cubierta
se extiende al occidente de la Cordillera Occidental, desde la frontera con Ecuador hasta
el golfo de Urabá y frontera con Panamá.
En el litoral pacífico colombiano se encuentra secuencias sedimentarias del Terciario y
depósitos del Cuaternario suprayaciendo discordantemente un basamento ígneometamórfico del Cretáceo. La interpretación gravimétrica y magnética se enfocó en la
determinación de los espesores de las secuencias terciarias y cuaternarias, así como la
definición de los altos estructurales del basamento, con el fin de encontrar áreas
promisorias para la exploración de hidrocarburos.
Según registros de pozos exploratorios, la secuencia sedimentaria terciaria del litoral
pacífico presenta densidades bajas comprendidas entre 2.10 a 2.40 gr/cc, en tanto que
las rocas cretácicas del basamento presentan densidades comprendidas entre 2.60 a
2.75 gr/cc, con un contraste aproximado de -0.25 gr/cc. Para la transformación de la
Anomalía de Aire Libre en Anomalía de Bouguer, se empleó un valor de 2.30 gr/cc de
densidad de Bouguer. Las anomalías negativas de Bouguer y la inversión 3D del Residuo
Gravimétrico Cuantitativo sugieren la existencia de cuencas tipo graben con orientación
N45°-55°E al sur de Buenaventura y N5°-10°W al norte de la misma, paralelos al borde de
la Cordillera Occidental. Al sur se encuentran la cuenca de Tumaco, en la parte central la
cuenca de San Juan en proximidad a Buenaventura y al norte la cuenca del Atrato.
La cuenca del Atrato es angosta y profunda, y contiene una secuencia sedimentaria
terciaria y cuaternaria de 8500 a 10500 metros de espesor, como indican las anomalías
negativas de Bouguer de mayor magnitud. Son espesores importantes desde el punto de
vista de la generación de hidrocarburos y sugieren además que el aporte de sedimentos
debió darse a partir de más de un área fuente, es decir, desde la Cordillera Occidental y
de al menos otra diferente de esta. Las anomalías positivas de Bouguer indican la
presencia de altos estructurales del basamento cretácico, como ocurre cerca a la línea de
costa, con posibilidades de extenderse mar adentro. De igual manera el gradiente de
Bouguer indica, que el espesor de las secuencias sedimentarias terciarias disminuye
hacia la zona de piedemonte occidental de la Cordillera Occidental, donde aflora el
basamento cretácico.
El mapa de Intensidad Magnética Total Reducida al Polo (IMTRP) muestra una fuerte
correlación con la Anomalía de Bouguer, pero con un contenido de frecuencia muy
superior. Las anomalías magnéticas positivas corresponden a las unidades ígneometamórficas del basamento cretácico. La interpretación estructural con base en el
modelamiento gravimétrico y magnético muestra la complejidad del tope del basamento y
la presencia de fallas de rumbo de orientación noreste-suroeste, posiblemente asociadas
al choque de las placas del Pacifico con la placa Sur-Americana, que desplazan
localmente no solo al eje del graben o cuenca, sino también los principales thrusts y
backthrusts situados en el piedemonte occidental de la Cordillera Occidental y borde de la
plataforma pacífica respectivamente. De igual manera se concluye que la secuencia
sedimentaria terciaria contiene espesores suficientes de lutitas negras y calizas (de la
Formación Iró) que pudieron haber generado hidrocarburos y que las mejores
posibilidades de entrampamiento están asociadas a acuñamientos estructurales de la
secuencia sedimentaria contra el basamento y a acuñamiento estratigráfico dentro de la
misma secuencia terciaria.
6-14
Con base en el informe del estudio del litoral pacífico, se extraen para la zona límite entre
la microplaca de Panamá y el bloque Andes Norte en la región del Urabá, los resultados
de la anomalía gravimétrica de Bouguer, la intensidad de campo magnético total y la
anomalía de campo magnético total reducida al polo (Figuras 6.8 a 6.10). El mapa de
anomalía de Bouguer (AB) muestra anomalías gravimétricas positivas sobre la serranía
del Baudó y los arcos de Sautatá y de Dabeiba; igualmente muestra anomalías
gravimétricas negativas sobre las cuencas del Atrato y del Sinú. Las anomalías
gravimétricas positivas muestran que hay continuidad entre los arcos de Dabeiba y
Sautatá, indicando que se trata de una misma estructura. Aunque la adquisición
aerogravimétrica tan solo alcanza a bordear el extremo suroriental de la serranía del
Darién, también muestra que este accidente geográfico tiene continuidad con el arco de
Sautatá. Los fuertes gradientes gravimétricos entre las anomalías positivas y negativas
sugieren la posibilidad de existencia de fallas sobre los flancos de los arcos de Sautatá y
de Dabeiba, así como sobre el flanco oriental de la serranía del Baudó.
En el mapa de intensidad magnética total reducido al polo (IMTRP) muestra anomalías
positivas fuertes sobre los arcos de Sautatá y Dabeiba, así como anomalías negativas
sobre las cuencas del Atrato, de Urabá y del Sinú. Sobre el flanco oriental y paralela a la
anomalía positiva del arco de Sautatá, se presenta una faja angosta de anomalías
positivas, señalando la presencia en esta zona de una faja de rocas de alta
susceptibilidad magnética. Sobre la serranía del Baudó las anomalías magnéticas
positivas no son tan fuertes y están flanqueadas por anomalías magnéticas negativas. Las
anomalías magnéticas positivas sobre la serranía del Baudó y los arcos de Sautatá y de
Dabeiba son producidas por la presencia de rocas máficas, en tanto que las anomalías
magnéticas negativas son generadas por la presencia de espesas secuencias
sedimentarias en las cuencas del Atrato, de Urabá y del Sinú.
Del informe de Carson Aerogravity (2006) se presenta el modelo de Víctor Graterol para la
zona de Urabá (figura 6.11) elaborado con base en anomalías gravimétricas de Bouguer y
anomalías de campo magnético reducidas al polo magnético. Este modelo muestra
fundamentalmente un basamento ígneo afectado por fallas inversas, dos cuencas
sedimentarias y la margen oriental del Océano Pacífico. Las fallas que afectan el
basamento son las responsables de la formación de dos altos y dos bajos estructurales,
correspondientes los primeros a la Serranía de Baudó (al occidente) y el arco de Dabeiba
(al oriente), y los segundos a las cuencas del Atrato y de Urabá. Al occidente, la cuenca
del Atrato con una secuencia sedimentaria que alcanza los 4.0 km de espesor, se localiza
entre los dos altos estructurales. La cuenca de Urabá con una secuencia sedimentaria de
aproximadamente 4.5 km de espesor, se encuentra al oriente del arco de Dabeiba, el cual
adicionalmente la separa de la cuenca del Atrato.
6-15
Figura 6.8 Anomalía gravimétrica de Bouguer de la región de Urabá y el valle del Atrato.
Tomado de Carson Aerogravity (2006)
6-16
Figura 6.9 Intensidad de campo magnético total de la región de Urabá y el valle del Atrato.
Tomado de Carson Aerogravity (2006)
6-17
Figura 6.10 Anomalía magnética reducida al polo de la región de Urabá y el valle del Atrato.
Tomado de Carson Aerogravity (2006)
6-18
Figura 6.11: Modelo de Víctor Graterol para la zona de Urabá. Tomado de Carson Aerogravity
(2006). La localización de la sección se muestra en la figura 6.10
6.4
GEOFÍSICA TERRESTRE
En el noroccidente de Colombia, cubriendo la región del Urabá, el valle bajo del río Atrato
y el extremo suroriental del istmo de Panamá, se han adelantado algunos trabajos de
investigación tectónica usando información geofísica adquirida en superficie, como los de
Case et al., (1971), Flinch (2007) y Hernández (2006, 2009).
El trabajo de Case et al. (1971) fue uno de los primeros realizados en la zona límite de la
microplaca de Panamá y el bloque Andes Norte, que utilizó información gravimétrica y
magnética adquirida en superficie a lo largo de carreteras, trochas y ríos. En este trabajo
también fueron adquiridos datos a lo largo de la costa norte del Pacifico en helicóptero.
Los datos gravimétricos fueron amarrados a las estaciones de péndulo del edificio del
IAGS, situadas en Ft. Clayton (antigua Zona del Canal Panamá) y del aeropuerto de
Tocumén (Panamá) y Bogotá (Colombia) de la Red Gravimétrica Internacional. Los datos
magnéticos eran amarrados a las estaciones de control del IGAC ubicadas en Quibdó y
Turbo. La interpretación de las anomalías de gravedad regional de este trabajo muestra
anomalías positivas de Bouguer de más de +75 miligales en la Serranía del Baudó, donde
están presentes basaltos espilíticos, basaltos almohadillados y gabros. Esta anomalía
positiva es bordeada al lado oriental por un empinado gradiente de gravedad que coincide
6-19
con la margen de la cuenca sedimentaria del Atrato (Case et al., 1971). Una enorme
anomalía negativa de más de 80 miligales coincide con la espesa secuencia de rocas
sedimentarias de la cuenca del Atrato. Anomalías negativas de Bouguer cercanas a 5 miligales se presentan cerca a la desembocadura del río Truandó en el rio Atrato, las
cuales empiezan progresivamente a ser más negativas hacia el sur hasta alcanzar valores
por debajo de -90 miligales. Debido a que las anomalías empiezan a ser más negativas
de norte a sur, se considera que la secuencia sedimentaria es más gruesa hacia el sur.
Las anomalías de Bouguer incrementan desde el río Sucio hacia el oriente hasta más
de +90 miligales en el Arco de Sautatá, reflejando el basamento somero de la cresta que
forma la margen nororiental de la cuenca del Atrato. La anomalía positiva sobre el arco de
Sautatá puede empezar a ser más positiva al noroccidente sobre la serranía del Darién. El
modelamiento 2D de las masas que causan las anomalías negativas sobre la cuenca del
Atrato y de las anomalías positivas sobre el arco de Sautatá, dan como resultado una
estructura de horst (Figura 6.12). La enorme anomalía positiva sobre el arco de Sautatá
continua hacia el sur a lo largo del piedemonte occidental de la Cordillera Occidental.
Figura 6.12: Modelo tectónico de la región de Urabá de Case et al., (1971)
En el informe de la Universidad Nacional para la ANH (Hernández, 2009) se plantea que
la yuxtaposición de anomalías positivas y negativas (gravimétricas y magnéticas) respalda
la existencia de una zona de subducción congelada desde el inicio de la sedimentación
continental del Eoceno-Oligoceno. En este escenario el Bloque Chocó se asemeja a una
meseta oceánica marginal de la placa Caribe que convergió con la margen continental a
través de una zona de subducción de ángulo moderado. Por la flotabilidad y alto espesor
de la meseta oceánica (asumido en unos 20 km), la subducción se paralizó. Este bloqueo
y convergencia subsiguiente indujeron posiblemente una flexión pronunciada de la placa
oceánica, cuya parte central comenzó a exhumarse por una combinación de
levantamiento y erosión. En este modelo (elaborado por el profesor A. Kammer de la
Universidad Nacional), la parte exhumada del Bloque Chocó corresponde al arco de
Sautatá o de Dabeiba y la margen continental al Cinturón de Sinú (figura 6.13).
6-20
Figura 6.13: Modelo de A. Kammer presentado en el informe de la Universidad Nacional de
Colombia para la Agencia Nacional de Hidrocarburos (Hernández O., 2009)
Es evidente que no es abundante la información geofísica de la zona límite entre las
microplacas de Panamá y Andes Norte, razón por la cual se planteó como objetivos
específicos de este trabajo, la definición de un modelo estructural en la zona límite de las
microplacas de Panamá y Andes Norte mediante la adquisición, procesamiento e
interpretación de información gravimétrica y magnetométrica de superficie, así como
medición sistemática de densidades y susceptibilidades magnéticas en muestras de roca
colectadas en campo, apoyada con información de cartografía geológica, imágenes de
radar y líneas sísmicas. La campaña de adquisición terrestre de información gravimétrica
y magnetométrica se realizó a lo largo de algunas de las principales carreteras del valle
bajo del río Atrato, localizadas en la zona que se extiende desde el río Sucio hasta el golfo
de Urabá y desde el piedemonte occidental de la Cordillera Occidental hasta
inmediaciones del río Atrato. La toma de muestras de roca para la medición sistemática
de densidades y susceptibilidades magnéticas se llevo a cabo en la Serranía de Abibé y
en la costa occidental del golfo de Urabá, en afloramientos de la Serranía del Darién.
6.4.1
Gravimetría
El método por gravedad mide las variaciones laterales de la atracción gravitatoria en
superficie, la cual está asociada a cambios de densidad en el subsuelo, producidas por
ejemplo, por un cuerpo rocoso de densidad distinta a la de las rocas adyacentes. Muchas
estructuras geológicas de interés en la prospección de yacimientos minerales y de
petróleo dan lugar a perturbaciones en la distribución normal de la densidad en el
subsuelo, que originan en el campo gravitatorio terrestre anomalías que pueden servir de
diagnóstico. La extensión y magnitud de la anomalía depende además del contraste de
densidad entre el cuerpo causante y las rocas de su entorno, de su forma y profundidad a
la cual se encuentra.
Los estudios de gravimetría comprendieron la toma de muestras de roca en campo, la
medición de las densidades de estas muestras de roca en el laboratorio de petrografía del
Departamento de Geociencias de la Universidad Nacional, el planteamiento de un diseño
6-21
de adquisición, la adquisición de datos de gravimétrica en campo y el procesamiento e
interpretación de los datos adquiridos.
6.4.1.1
Densidad de las Rocas
En la exploración gravimétrica, la geología del subsuelo es investigada con base en las
variaciones del campo gravitacional generadas por las diferencias de densidad entre las
rocas del subsuelo. Un concepto subyacente es la idea de un cuerpo causativo, el cual es
una unidad de roca de densidad diferente a la de los alrededores. Un cuerpo causativo
representa una zona del subsuelo de masa anómala que causa una perturbación local del
campo gravitacional, conocida como anomalía gravimétrica, las cuales son producidas por
un muy amplio rango de situaciones geológicas. A pequeña escala, un paleocauce puede
generar anomalías gravimétricas medibles; a escalas mayores, pequeñas anomalías
negativas están asociadas con domos de sal, en tanto que anomalías mayores son
generadas por plutones graníticos o cuencas sedimentarias. La interpretación de
anomalías gravimétricas permite evaluar la profundidad probable y la forma de los
cuerpos causativos.
La densidad de las rocas depende tanto de su composición como de su porosidad y está
entre los parámetros geofísicos menos variables. Las densidades de las rocas más
comunes están comprendidas entre 1.60 y 3.54 gr/cm3 cuando están referidas al sistema
c.g.s. o entre 1600 y 3540 kg/m3 cuando están referidas en el sistema SI. Las variaciones
de porosidad son la principal causa de las variaciones de densidad de las rocas
sedimentarias. Así, en las secuencias sedimentarias, la densidad tiende a incrementarse
con la profundidad debido a la compactación y con la edad debido a la progresiva
cementación. La mayoría de las rocas ígneas y metamórficas carecen de porosidad, por
lo que la composición es la principal causa de las variaciones de densidad. La densidad
en las rocas ígneas generalmente se incrementa con el decrecimiento de la acidez, de
manera tal que hay un progresivo incremento de densidad cuando se pasa de rocas
acidas a básicas y de rocas básicas a ultrabásicas.
Las anomalías de gravedad resultan de las diferencias de densidad, o contraste de
densidad, entre un cuerpo rocoso y sus alrededores. Para un cuerpo de densidad ρ1
embebido en un material de densidad ρ2, el contraste de densidad ∆ρ está dado por:
∆ρ = ρ1 − ρ 2
(Ec. 6.1)
El signo del contraste de densidad determina el signo de la anomalía de gravedad.
En el Cuadro 6.2 se relaciona los rangos y valores promedio de densidad de algunos
clases de rocas en unidades de los sistemas c.g.s. (centímetro-gramo-segundo) y SI
(Sistema Internacional de Medidas). Es necesario conocer la densidad de las rocas tanto
para la aplicación de la corrección de Bouguer como para la interpretación de los datos de
gravedad. La densidad comúnmente se determina por la medición directa en muestras de
roca. La muestra es pesada inicialmente al aire y luego en agua; la diferencia en pesos
provee el volumen de la muestra y así la densidad seca puede ser obtenida.
6-22
Cuadro 6.2 Densidades de materiales litológicos más comunes (Tomado de Telford et al.,
1990; en Reynolds, 1998)
Gabro
Rango - cgs
3
(gr/cm )
2.70 – 3.50
Promedio - cgs
3
(gr/cm )
3.03
Rango - si
3
(kg/m )
2700 - 3500
Promedio – si
3
(kg/m )
3030
Basalto
2.70 – 3.30
2.99
2700 - 3300
2990
Clase de roca
Sienita
2.60 – 2.95
2.77
2600 - 2950
2770
Andesita
2.40 – 2.80
2.61
2400 - 2800
2610
Granito
2.50 – 2.81
2.64
2500 - 2810
2640
Riolita
2.35 – 2.70
2.52
2350 - 2700
2520
Eclogita
3.20 – 3.54
3.37
3200 - 3540
3370
Anfibolita
2.90 – 3.04
2.96
2900 - 3040
2960
Granulita
2.52 – 2.73
2.65
2520 - 2730
2650
Pizarra
2.70 – 2.90
2.79
2700 - 2900
2790
Gneiss
2.59 – 3.00
2.80
2590 - 3000
2800
Filita
2.68 – 2.80
2.74
2680 - 2800
2740
Esquisto
2.39 – 2.90
2.64
2390 - 2900
2640
Dolomita
2.28 – 2.90
2.70
2280 - 2900
2700
Caliza
1.93 – 2.90
2.55
1930 - 2900
2500
Shale
1.77 – 3.20
2.40
1770 - 3200
2400
Arenisca
1.61 – 2.76
2.35
1610 - 2760
2350
Arena
1.70 – 2.30
2.00
1700 - 2300
2000
Limo
1.80 – 2.20
1.93
1800 – 2200
1930
Arcilla
1.63 – 2.60
2.21
1630 – 2600
2210
Aluvión
1.96 – 2.00
1.98
1960 – 2000
1980
Con el propósito de tener información de primera mano sobre la densidad de las rocas
constituyentes de las unidades litoestratigráficas presentes en la zona de estudio, durante
la revisión de la cartografía geológica en campo se tomó un total de 77 muestras de roca
en afloramientos localizados en la Serranía de Abibé y en las costas oriental y occidental
del golfo de Urabá. Se tomaron muestras de roca de las unidades litoestratigráficas
presentes en cada una de estas zonas, procurando tener muestras representativas de
cada uno de los diferentes materiales litológicos constituyentes de dichas unidades.
Terminada la etapa de revisión, las muestras fueron enviadas al Laboratorio de
Petrografía del Departamento de Geociencias de la Universidad Nacional sede Bogotá,
para la medición de densidades. Utilizando una balanza de precisión se determinó los
valores de densidad de las muestras de roca, los cuales se presentan de forma resumida
en el Cuadro 6.3.
6-23
Cuadro 6.3 Valores de densidad de muestras de roca medidas en laboratorio
Densidad
Periodo
Unidad
litoestratigráfica
Convención
Cuaternario
Depósitos Volcanes de Lodo
Qvl
1.03
2.26
1.94
Cuaternario
Depósitos Aluviales
Qal
2.01
2.17
2.08
Neógeno
Formación Corpa
Ngco
1.71
2.36
2.08
Neógeno
Formación Arenas Monas
Ngam
1.70
2.58
2.13
Neógeno
Formación Morrocoy
Ngmp
1.87
1.93
1.90
Neógeno
Formación Paujil Superior
Ngpas
1.80
2.35
2.14
Neógeno
Formación Paujil Inferior
Ngpai
2.19
2.33
2.27
Neógeno
Formación Pavo Superior
Ngps
1.77
2.56
2.16
Neógeno
Formación Pavo Inferior
Ngpi
1.70
2.66
2.20
1.82
2.40
2.12
UNIDADES SEDIMENTARIAS
Intervalo
Promedio
Paleógeno
Batolito de Mandé
Etm
1.61
3.03
2.52
Cretácico
Complejo Santa Cecilia-La Equis
Ksvx
2.12
2.80
2.62
6.4.1.2
Diseño de Adquisición Gravimétrica
La adquisición gravimétrica se realizó a lo largo de cuatro transectas, aprovechando
cuatro vías carreteables localizadas sobre la llanura aluvial del valle bajo del río Atrato y
piedemonte occidental de la Serranía de Abibé. La primera transecta con una longitud de
70 km, se realizo a lo largo de la vía Caucheras-Bajirá-Riosucio; la segunda transecta con
una longitud de 40 km se realizó a lo largo de la vía El Tigre-El Cuarenta, la tercera
transecta con una longitud de 20 km se realizó a lo largo de la vía Vereda El SilencioCarepa-Piedras Blancas y la cuarta transecta con una longitud de 18 km se realizó a lo
largo de la vía Hacienda El León-Belén de Bajirá (figura 6.11). Las tres primeras
transectas tienen orientación general EW, en tanto que la cuarta transecta tiene
orientación general NS. Por tratarse de un trabajo de carácter regional, las estaciones de
adquisición tenían una separación de 500 m. En el Cuadro 6.4 se relacionan las
coordenadas de los puntos extremos de cada una de las transectas de gravimetría:
6-24
Cuadro 6.4 Coordenadas de los puntos extremos de las transectas de gravimetría
Coordenadas punto inicial
Coordenadas punto final
Este
Norte
El
Este
Norte
El
Caucheras-Riosucio
733008.85
1304199.31
104
675730.17
1309059.23
El Tigre-El Cuarenta
719615.27
1331587.20
67
680898.36
Carepa-El Silencio
716591.23
1350179.00
50
El León-Bajirá
708530.98
1329907.79
13
Transecta
Est
Long
(km)
30
147
57.5
1338947.85
15
89
38.5
701283.08
1350841.00
23
38
15.5
716784.22
1350139.64
50
50
22.0
324
133.5
Totales
Se estableció un total de cinco bases gravimétricas de control en Carepa, El Tigre,
Bejuquillo, Caucheras y La Chinita (figura 6.11). La base La Chinita, ubicada sobre el
estribo derecho del puente sobre la quebrada La Chinita, en Apartadó (Fotografía 6.1), es
una base gravimétrica de tercer orden del IGAC, escogida en este trabajo para poder unir
los datos adquiridos en la transectas mencionadas, a la Red Gravimétrica Nacional
(Véase figura 3.13, Tabla 3.2, IGAC, 1998). Las coordenadas que indican la localización
de cada una de las bases gravimétricas se relacionan en el Cuadro 6.5.
Cuadro 6.5 Coordenadas de las bases gravimétricas
Base gravimétrica
Este
Norte
Elevación
La Chinita
718517.83
1365629.74
24
Carepa
716784.22
1350139.64
50
El Tigre
718098.11
1331245.54
46
Bejuquillo
731676.70
1307167.52
114
Caucheras
733500.79
1304229.86
117
6-25
Figura 6.14 Localización de transectas y bases de gravimetría