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 INTERPRETACIÓN DE ANOMALÍAS DE CAMPOS POTENCIALES

6.1 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

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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

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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).

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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)

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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)

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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)

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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)

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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).

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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).

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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).

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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).

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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 Magnetometría

ANH Litoral Pacifico 2006 10174.3 11647.3 1280

Magnetometría y gravimetría

ANH Litoral Caribe 2006 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

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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 ígneo-metamórfico 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 ígneo-metamórficas 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.

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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.

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Figura 6.8 Anomalía gravimétrica de Bouguer de la región de Urabá y el valle del Atrato. Tomado de Carson Aerogravity (2006)

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Figura 6.9 Intensidad de campo magnético total de la región de Urabá y el valle del Atrato. Tomado de Carson Aerogravity (2006)

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Figura 6.10 Anomalía magnética reducida al polo de la región de Urabá y el valle del Atrato. Tomado de Carson Aerogravity (2006)

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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

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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).

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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

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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:

21 ρρρ −=∆ (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)

Clase de roca Rango - cgs (gr/cm3)

Promedio - cgs (gr/cm3)

Rango - si (kg/m3)

Promedio – si (kg/m3)

Gabro 2.70 – 3.50 3.03 2700 - 3500 3030

Basalto 2.70 – 3.30 2.99 2700 - 3300 2990

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

Periodo Unidad

litoestratigráfica Convención Densidad

Intervalo Promedio

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

UNIDADES SEDIMENTARIAS 1.82 2.40 2.12

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 Silencio-Carepa-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:

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Cuadro 6.4 Coordenadas de los puntos extremos de las transectas de gravimetría

Transecta Coordenadas punto inicial Coordenadas punto final

Est Long (km) Este Norte El Este Norte El

Caucheras-Riosucio 733008.85 1304199.31 104 675730.17 1309059.23 30 147 57.5

El Tigre-El Cuarenta 719615.27 1331587.20 67 680898.36 1338947.85 15 89 38.5

Carepa-El Silencio 716591.23 1350179.00 50 701283.08 1350841.00 23 38 15.5

El León-Bajirá 708530.98 1329907.79 13 716784.22 1350139.64 50 50 22.0

Totales 324 133.5

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

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Figura 6.14 Localización de transectas y bases de gravimetría