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

4 CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA

4.1 INTRODUCCIÓN

Se presenta un resumen de las características litoestratigráficas y estructurales de la zona de trabajo con base en trabajo de campo y la cartografía geológica regional plasmada en las planchas 58-Sapzurro, 59-Mulatos, 60-Canalete, 68-Acandí, 69-Necoclí, 70-San Pedro de Urabá, 79-Bis-Cerro Tagarí, 79-Turbo, 80-Tierralta, 89-Sautatá, 90-Chigorodó, 91-Belencito, 101-Riosucio, 102-Belen de Bajirá y 103-Mutatá a escala 1:100.000 de INGEOMINAS (1999 y 2005). La cartografía geológica fue revisada mediante trabajo de campo realizado durante el periodo comprendido entre octubre y diciembre de 2008.

4.2 ESTRATIGRAFÍA

Las cuencas del Atrato, de Urabá y del Sinú se caracterizan por presentar un basamento ígneo-sedimentario y espesas secuencias sedimentarias. El basamento ígneo-sedimentario está constituído por corteza oceánica suprayacida por una unidad vulcanoclástica, con edades del Cretácico y el Paleoceno. El basamento de la cuenca del Atrato aflora en la serranía del Baudó y el de las cuencas de Uraba y el Sinú en la serranía del Darién. En la serranía del Baudó aflora una secuencia de rocas basálticas toleíticas agrupadas en la unidad denominada Basaltos del Baudó del Cretácico. En la serranía del Darién afloran gabros, basaltos y lavas almohadilladas que hacen parte del Complejo de Santa Cecilia-La Equis del Cretáceo tardío, intruídas por monzodiorita, monzonita, sienita y gabros del batolito de Mandé del Oligoceno y suprayacidas inconformemente por una unidad vulcanoclástica conformada por basaltos y diabasas interestratificadas con areniscas y conglomerados que representan rocas volcánicas retrabajadas y depósitos vulcano-sedimentarios (Flinch, 2003). Las secuencias sedimentarias son de ambiente marino a continental, con edades del Paleógeno al Neógeno, cubiertas parcial o totalmente por depósitos del Cuaternario.

4.2.1 Cuenca del Atrato

En la zona de estudio la cuenca del Atrato se localiza entre el arco de Sautatá y la serranía del Baudó. Es una cuenca alargada en la dirección N10°W, de unos 70 a 100 km de amplitud promedio, con profundidades del orden de 10 km, asimétrica, con el flanco occidental menos pendiente que el flanco oriental (Bedoya et al., 2009). El basamento de la cuenca es ígneo-sedimentario de edad Cretácica y aflora en la serranía del Baudó. Las unidades litoestratigráficas presentes en la cuenca del Atrato corresponden a las formaciones Clavo, Salaquí, Uva, Napipí y Sierra, con edades comprendidas entre el Eoceno Inferior y el Plioceno. Los ambientes de sedimentación son predominantemente marinos, aunque durante el desarrollo geológico más reciente muestra una marcada influencia de ambientes transicionales o continentales (Bedoya et al., 2009).

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4.2.2 Cuenca de Urabá

La cuenca de Urabá se localiza entre el arco de Sautatá-Serranía del Darién y el extremo noroccidental de la Cordillera Occidental, comprendiendo las zonas cubiertas por el golfo de Urabá y el valle bajo del río Atrato. Contiene una espesa secuencia sedimentaria siliclástica del Oligoceno al Holoceno, soportada por un basamento constituido por corteza oceánica (Flinch, 2003). La corteza oceánica compuesta por basaltos y gabros del Cretácico superior es intruída por monzodiorita, monzonita, sienita y gabro del Paleoceno, aflora en la costa occidental del golfo de Urabá y la Serranía del Darién, y localmente es suprayacida por una unidad vulcanoclástica presumiblemente del Eoceno. La secuencia sedimentaria siliclástica empieza con una sección del Oligoceno y también probablemente del Eoceno, conformada por shale de agua profunda y ocasionales interestratificaciones de arenisca de probable origen turbidítico. La sección superior del Mioceno, está compuesta por arenisca, shale y ocasionales interestratificaciones de capas de carbón y conglomerado de agua somera. Depósitos cuaternarios aluviales, lagunares e intermareales cubren la parte baja del valle del río Atrato y costa oriental del golfo de Urabá, yaciendo discordantemente sobre las unidades litológicas más antiguas, principalmente del Neógeno.

4.2.3 Cuenca del Sinú

La cuenca del Sinú se localiza en la zona cubierta por las estribaciones noroccidentales de la Cordillera Occidental, conocidas como serranía de Abibé. De la información geológica de superficie (Guzmán G., et al., 2004; INGEOMINAS, 1999, 2005, 2007), se establece que en la cuenca del Sinú se encuentra una secuencia turbidítica monótona de sedimentos finos que superan los 5.000 m de espesor, formada en un ambiente de depósito estimado entre los 1.000 y 2.000 m de profundidad, según análisis paleobatimétricos de foraminíferos, diferenciada en las formaciones Cansona, San Cayetano, Maralú, Pavo Inferior, Pavo Superior, Floresanto, Paujil Inferior, Paujil Superior, Morrocoy-El Pantano, Arenas Monas, Corpa Inferior y Corpa Superior, con edades del Cretácico, Paleógeno y Neógeno. Suprayaciendo esta secuencia se encuentra una facies de carbonato de ambiente poco profundo de edad Pleistoceno-Holoceno, hasta de 1.000 m de espesor, compuesta de shales, calizas arrecifales, areniscas y conglomerados. Esta espesa secuencia sedimentaria se apoya sobre un basamento de corteza oceánica (Duque-Caro, 1980; INGEOMINAS, 1997), conformada por gabro, basalto y lavas almohadilladas del Cretáceo superior (Flinch, 2003). Cerón et al. (2007) consideran que el basamento de la cuenca del Sinú, al igual que el de la cuenca de San Jacinto, no es de carácter oceánico, sino continental o transicional (continental adelgazada). Depósitos cuaternarios, especialmente aluviales y coluviales, cubren localmente estas unidades.

La secuencia sedimentaria de la cuenca del Sinú hace parte de un prisma o cuña de acreción, considerada también como la extensión sur del cinturón deformado del Caribe Sur. Esta secuencia se encuentra plegada y fracturada conformando el cinturón deformado del Sinú.

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4.3 MARCO TECTÓNICO

El esquema geotectónico del noroccidente de Sur América y suroriente de Centro América (figura 1.2) es complejo y caracterizado por la interacción de las placas menores o Bloques Andes Norte y Panamá, situadas entre las placas mayores Cocos, Nazca, Suramérica y Caribe, convergentes entre sí (Arcila et al., 2000). Esta interacción se resuelve mediante límites convergentes de placas con subducción oceánica (Placa de Nazca subduciendo bajo el bloque Andes Norte, placa de Cocos subduciendo bajo la Microplaca de Panamá y Placa Caribe subduciendo bajo el Bloque Andes Norte), convergencia entre placas continentales (Bloque Andes Norte y Placa de Suramérica) y límites transcurrentes de placas (Bloque Panamá y Placa de Nazca) según lo propuesto por investigadores como Kellogg y Vega (1995) y Gutscher et al. (1999).

El Bloque Andes Norte se localiza en el extremo noroccidental de Suramérica y comprende la terminación norte del Sistema Cordillerano de los Andes en Ecuador, Colombia y Venezuela, incluyendo las Cordilleras Occidental, Central y Oriental de Colombia y la Cordillera de Mérida de Venezuela. Este bloque está limitado al oriente por el sistema de fallas Guayaquil-Dolores-Algeciras-Frente Llanero-Boconó. La Microplaca de Panamá se localiza al suroriente de Centro América, comprende el istmo de Panamá y está delimitada al oriente por la Zona de Fractura de Panamá, que separa las placas de Nazca y Cocos, al norte por el Cinturón Deformado de Panamá que separa el escudo de Panamá de la Placa Caribe, al sur por la falla de transformación del sur de Panamá postulada por Jordan (1975) y Hey (1977) y al oriente por una zona de deformación difusa localizada en la zona de frontera entre Colombia y Panamá (Adamek et al., 1988; Kellogg y Vega, 1995), la cual es considerada como una de las zonas con mayor sismicidad del noroccidente de Suramérica (Bermúdez, 1985).

Al noroccidente de Colombia también se postula el bloque Panamá-Chocó por el reconocimiento de anomalías gravimétricas positivas que se extienden desde el extremo noroccidental de la Cordillera Occidental hasta las Serranías del Darién y San Blas (en Colombia y Panamá). Este bloque es considerado por algunos autores (De Porta, 2003, Trenkamp et al., 2002) como una unidad tectónica conformada por los denominados arcos de Dabeiba y Baudó, cuya zona de sutura con el Bloque Norandino sigue la Falla de Uramita localizada sobre el flanco occidental de la Cordillera Occidental y voltea hacia el occidente a lo largo de la zona de falla de Istmina o Garrapatas, hasta reunirse con la trinchera Colombia.

El arco de Dabeiba, reconocido por características litológicas y geofísicas, incluye las serranías del Darién y San Blas, el arco de Sautatá (de Case et al., 1971) y parte del extremo noroccidental de la Cordillera Occidental en el área de Dabeiba (Case et al., 1971). Este consiste principalmente de flujos volcánicos de diabasas y basaltos, diabasas, tobas, aglomerados y plutones graníticos, con edades del Cretácico tardío al Neógeno, según edades radiométricas dispersas K/Ar de basaltos y diabasas (97+3, 10+5 y 3+1 Ma; Restrepo et al., 1981) y plutones graníticos (47+2.5, 34 y 11 Ma; Restrepo et al., 1981). Las edades determinadas en los granitos indican actividad magmática del Cretácico tardío al Neógeno.

El arco de Baudó comprende las serranías de Baudó y Maje, las cuales bordean el Océano Pacifico. Está conformado por basaltos y diabasas, intruídas por plutones graníticos, con edades del Cretáceo superior al Mioceno (Gansser, 1950; Haffer, 1967;

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ICSC, 1968; Bourgois et al., 1982; Case et al., 1984). Datos de edades esparcidas K/Ar en basaltos en el arco de Baudó se concentran en el rango de 70.41 y 25.8 Ma (Bourgois et al., 1982). Rocas sedimentarias principalmente de origen oceánico, del Cretáceo al Mioceno, suprayacen los basaltos y diabasas. El arco de Baudó es similar al arco de Dabeiba y se caracteriza por presentar anomalías positivas de Bouguer (Case et al., 1971; Briceño, 1978).

Los arcos que conforman el Bloque Panamá-Chocó se formaron durante el Mioceno como un rosario de islas, que a pesar de su existencia permitían la comunicación del Mar Caribe con el Océano Pacífico. Más tarde, hace 6 Ma según Duque-Caro (1990) y desde hace 12 a 20 millones de años al presente según Trenkamp et al. (2002), el Arco de Panamá-Chocó, colisionó con el norte de Sudamérica y en el Plioceno inferior se inició el desarrollo del actual Istmo de Panamá que dibuja un notorio arco en su unión con el norte de Colombia (De Porta, 2003). De esta forma se creó un puente terrestre entre las Américas que cerró la vía marítima que comunicaba el Océano Pacifico con el mar Caribe, el cual cambió los patrones de circulación oceánica y quizás el clima mundial, facilitando además el intercambio de fauna terrestre entre América del Norte y América del Sur (De Porta, 2003).

El Proyecto CASA inaugurado en 1988 para el estudio del movimiento y deformación intracortical en Centro América y el norte de Sur América, mediante medidas geodésicas con tecnología GPS, ha suministrado información sobre los desplazamientos relativos de las placas y microplacas de la región. Las medidas geodésicas satelitales con GPS apoyan la existencia de la microplaca rígida de Panamá, la cual se mueve hacia el norte respecto de la placa Caribe y hacia el oriente respecto de la microplaca Andes Norte (Kellogg & Vega, 1995; Mora, 1995; Trenkamp et al, 2001). El movimiento hacia el norte de la microplaca de Panamá es igualmente soportado por el terremoto de Costa Rica de 1991, el activo plegamiento en el cinturón deformado del Norte de Panamá y el buzamiento hacia el sur de la zona de Wadati-Benioff bajo Panamá.

Los estudios de geodesia satelital sugieren igualmente un desplazamiento relativo importante de la Placa Nazca hacia el este respecto al Bloque Andes Norte, del Bloque Andes Norte hacia el noreste respecto a la placa Sur América y de la placa Caribe hacia el sureste respecto del bloque Andes Norte (Kellogg & Vega, 1995; Mora, 1995; Trenkamp et al, 2001). Las medidas geodésicas con GPS realizadas en las ciudades de Panamá, Cartagena y Bogotá, sugieren que la microplaca de Panamá esta colisionando actualmente con la microplaca Andes Norte a una tasa de 8 a 21 mm/año.

Durante el periodo comprendido entre 1963 y 1981 ocurrieron en esta zona de frontera de Colombia y Panamá más de 64 terremotos de magnitud 5.0 o mayor, como el terremoto somero de enero 20 de 1994 con una intensidad de 7.9 en la escala de Richter (Kellogg, 1995). Los esfuerzos determinados a partir de mecanismos focales indican una compresión este-oeste para esta zona. Los mecanismos focales de los dos terremotos de octubre de 1992 en el noroccidente de Colombia (Ms = 6.6 y 7.2), son consistentes con una compresión NW-SE (Kellogg, 1995). Los estudios de sismicidad en la región límite de Colombia y Panamá y offshore también sugieren que la compresión este-oeste ha producido un área difusa de fallamiento complejo a lo largo de fallas de cabalgamiento y de rumbo orientadas NW a NE (Pennington, 1981; Adamek et al., 1988).

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4.4 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

Las principales estructuras localizadas en la zona límite del bloque Andes Norte y la microplaca de Panamá, con expresión en superficie y soportadas con información geológica de campo o propuestas por algunos investigadores con base en información geofísica y de pozos, o a partir de la interpretación de imágenes de sensores remotos corresponden a los pliegues y fallas del cinturón deformado del Sinú, a los pliegues y fallas de la parte occidental de la cuenca del Atrato, así como las fallas de Uramita, Murindó, Atrato, Unguía y Los Saltos

4.4.1 Características Estructurales del Cinturón Deformado del Sinú

El Cinturón Deformado del Sinú ha sido separado del Cinturón Deformado de San Jacinto, aunque desde el punto de vista estructural ambos hacen parte de la cuña o prisma de acreción del Caribe Sur, que se extiende desde la región de Urabá hasta Venezuela a lo largo de la margen sur del mar Caribe (Flinch, 2003). Desde el punto de vista estratigráfico, en el área de San Jacinto afloran estratos más antiguos que los que afloran en el área del Sinú, ya que como suele ocurrir en los primas de acreción, en las partes internas se encuentran las rocas más antiguas, mientras que en las partes más externas se encuentran las rocas más jóvenes. De acuerdo a esta interpretación, el cinturón deformado de San Jacinto representa la parte interior del prisma de acreción, donde estratos deformados del Cretáceo y el Paleoceno, están expuestos en superficie, mientras que el cinturón deformado del Sinú representa la parte más joven expuesta del prisma, que consiste principalmente de imbricaciones del Eoceno y el Oligoceno suprayacidos por cuencas piggyback. Algunos autores (Laverde, 2000; en Flinch, 2003) destacan el papel de las fallas rumbo-deslizantes transversales (cross-cutting strike-slip faults) en el área de Sinú-San Jacinto.

El Cinturón Deformado del Sinú está formado por anticlinales estrechos muy pronunciados, separados por sinclinales amplios y suaves, adicionalmente afectados por fallas normales, de cabalgamiento y transcurrentes. Dentro de las principales estructuras del cinturón plegado del Sinú se encuentran los sinclinales denominados Chigorodó, Tulipa, Tucuri, Umbito, Jaraguay, Santa Catalina, Popayán, El Carmelo, La Lucha, El Pantano y Los Esquimales, los cuales presentan ejes sinuosos orientados se direcciones comprendidas entre los N30°W a N30°E y en algunos casos EW; igualmente se encuentran las fallas de Uramita, El Billete, Quimary, El Caimán, San Rafael, Mataplátanos, El Pozón, Almagritas, Sinú, La Resbalosa, Ahuyamita, Turbo, Yoky, Los Aburridos, Floresanto, Naranjitas, El Congo, Umbita, Mulaticos, Los Volcanes, La Mesa, San Juan, Bejuco, El Guineo, El Limón, Buhito, Alcancía, La Mora, Las Mujeres, Caballo Blanco, Morindó y Cuchara, con orientaciones comprendidas entre los N20°W a N30°E y N50°-60°W. El Borde delantero del cinturón deformado del Sinú está representado por la falla Uramita.

El cinturón deformado del Sinú se caracteriza por presentar el fenómeno de volcanismo y plutonismo de lodo, relacionado con los procesos que intervinieron en su levantamiento y deformación. Al parecer, este lodo proviene de un nivel estratigráfico denominado “shale de alta presión”, que infrayace las turbiditas de edad Mioceno. En los reconocimientos de campo fueron visitados los volcanes de lodo del cerro Los Aburridos, Cacahual y de

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Arboletes. El volcán de lodos del cerro Los Aburridos se encuentra al nor-occidente de San Pedro de Urabá, adyacente a la vía que conduce al corregimiento de San José de Mulatos, en el punto de coordenadas Este: 1.068.322 y Norte: 1.414.166 (origen occidente); el volcán de lodos Cacahual se encuentra en la vereda del mismo nombre, al sur de San Pedro de Urabá, en el punto de coordenadas Este: 1.072.184 y Norte: 1.396.652 (o rigen occidente) y el volcán de lodos de Arboletes se localiza muy cerca de la población del mismo nombre.

Fotografía 4.1 Volcán de lodo del cerro Los Aburridos. Se destaca la burbuja formada por el escape de gas a través del lodo

Fotografía 4.2 Volcán de lodo Cacahual.

Otra de las características del cinturón deformado del Sinú es la existencia de abundantes rezumaderos de petróleo. En los reconocimientos de campo fue posible observar los rezumaderos de petróleo localizados en las veredas El Ají y La Rula, así como el localizado al occidente de la población de Valencia, en una cantera adyacente a la vía que conduce a San Pedro de Urabá.

El rezumadero de petróleo de la vereda El Ají se localiza en el cauce de una pequeña corriente de agua afluente de la quebrada Tacanal, en el punto de coordenadas Este: 1.079.110 y Norte: 1.396.198 (origen occidente), sobre el flanco occidental del sinclinal de Jaraguay, aproximadamente 1 km al oriente de la traza de la falla Almagritas. En el cauce de la pequeña quebrada se encuentra un depósito aluvial de bajo espesor, conformado por arenas, gravas finas y algunos cantos de arenisca, que suprayece una secuencia de sublitoarenitas interestratificadas con arcillolitas negras de la formación Paujil Inferior. El petróleo brota por entre las diaclasas de las rocas y satura el depósito aluvial (Fotografía 4.3).

El rezumadero de la vereda La Rula se localiza en el cauce de la quebrada del mismo nombre, en el punto de coordenadas Este: 1.079.483 y Norte: 1.394.530, cerca del sitio donde la falla El Congo se une con la Falla Almagrita. La quebrada cuenta con un depósito aluvial conformado por arenas y gravas, apoyado sobre sublitoarenitas interestratifcadas con arcillolitas negras de la Formación Paujil Inferior. El petróleo brota por entre las fracturas de las rocas y satura el depósito aluvial (Fotografía 4.4). En este sitio permanentemente se siente un fuerte olor a gas.

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El rezumadero de la cantera Valencia se localiza en el punto de coordenadas Este: 1.097.993 y Norte: 1.404.840, sobre la traza de una falla inversa que afecta el flanco oriental del sinclinal de Jaraguay, conformado en sublitoarenitas conglomeráticas de la formación Paujil Superior. El petróleo brota en varios sitios por entre las fracturas de la roca, esparciéndose sobre la superficie del agua de pequeños charcos que allí se encuentran (Fotografías 4.5 y 4.6).

Fotografía 4.3 Rezumadero de petróleo en la vereda El Ají

Fotografía 4.4 Rezumadero de petróleo en la quebrada La Rula, de la vereda del mismo nombre

Fotografía 4.5 Rezumadero de petróleo en la cantera Valencia, adyacente a la vía que conduce a San Pedro de Urabá

Fotografía 4.6 Detalle de la roca fracturada por donde brota el petróleo en el rezumadero de la cantera Valencia

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4.4.2 Características Estructurales de la Cuenca del Atrato

La Cuenca del Atrato localizada entre el arco de Dabeiba (que incluye el arco de Sautatá) y el flanco oriental de la Serranía del Baudó, corresponde a un amplio sinclinorio en el que se pueden apreciar pliegues “en echelon”, especialmente en el flanco occidental de la cuenca, desde la zona de Itsmina hasta inmediaciones de la Serranía de Maje en Panamá. La dirección de los ejes de estos pliegues deducida de imágenes de radar varía entre N4°-35°E, con buzamientos en ambos flancos entre 5° y 30°. De acuerdo a la cartografía geológica del Chocó (INGEOMINAS, 2008), en la cuenca del Atrato se encuentran estructuras destacables como los pliegues sinclinales y anticlinales localizados en la margen izquierda del río Atrato, al norte de los 6.5° de latitud norte, así como la Falla Los Saltos o Falla Utria. Adicionalmente la Falla de Unguía, situada sobre el flanco oriental de la Serranía del Darién, no es mostrada en la cartografía geológica de INGEOMINAS, pero si mencionada en trabajos como los de Paris et al. (2000).

4.4.3 Características Estructurales de la Cuenca de Urabá

La cuenca de Urabá se localiza al occidente de la falla Uramita y se extiende hasta el arco de Dabeiba. Es una cuenca flexural (Flinch, 2003), cuyo basamento constituido por corteza oceánica, aflora en la Serranía del Darién. Este basamento se encuentra cubierto inconformemente por una espesa secuencia vulcanoclástica según indican los registro litológicos de los pozos Apartadó-1, Uraba-1 y Chigorodó-1. La información sísmica obtenida a partir de las líneas símicas de los programas Bajo Atrato-79 y Golfo de Urabá-1989 sugiere que el basamento se encuentra afectado por fallas normales, que han generado bloques hundidos y levantados, imbricados, que le confieren a la cuenca una geometría de semi-graben (figuras 4.1 y 4.2) como lo muestran los modelos de Flinch (2003). Las relaciones entre las estructuras del semi-graben y la unidad vulcanoclástica no es clara.

Figura 4.1: Modelo de las cuencas de Urabá y del Sinú al sur del golfo de Urabá (Flinch, 2003)

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Figura 4.2: Modelo de la cuenca de Urabá en el sector del golfo de Urabá (Flinch, 2003)

4.4.4 Falla de Uramita

La falla de Uramita con rumbo NNW y buzamiento hacia el oriente se localiza en el piedemonte del flanco occidental de la Cordillera Occidental, al norte de los 5° de latitud norte, colocando en contacto las turbiditas de la formación Urrao con rocas las ígneas del arco de Dabeiba. La falla se extiende hacia el norte hasta la margen oriental del golfo de Urabá, donde trunca el cinturón deformado del Sinú. Su extensión en el mar Caribe es desconocida, pero Duque-Caro (1990) infiere (y sugiere) que continúa hacia el noroccidente bordeando el prisma de acreción de Panamá. Es considerada como una falla transpresional lateral izquierdo según Duque-Caro (1984, 1990), Ruiz et al. (2000), como una falla de cabalgamiento con vergencia al occidente (Flinch, 2003) y como una falla de rumbo (wrench fault) con evidencia de transpresión (Cerón et al. 2007), que define el límite occidental del cinturón deformado del Sinú.

4.4.5 Falla de Murindó

La Falla Murindó se extiende a lo largo de la margen occidental de la Cordillera Occidental, desde el río Arquía al sur, hasta el río Sucio en la cuenca del río Atrato al norte. La falla coloca rocas volcánicas básicas del Cretáceo contra turbiditas del Terciario y corta granodioritas y cuarzodioritas del Terciario. Es una falla de rumbo de desplazamiento lateral izquierdo (sinextral), con componente vertical, de unos 60 km de longitud, rumbo N13ºW y buzamiento alto probablemente hacia el este. Se considera que el terremoto de Murindó de magnitud 7.3, ocurrido el 18 de octubre de 1992 y muchos

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otros que ocurrieron desde 1883, están asociados con la actividad a lo largo de esta falla. No hay superficie de ruptura conocida asociada con el terremoto de Murindó.

4.4.6 Falla del Atrato

La Falla Atrato (1971 y 1975; Shagam, 1975; Barlow, 1981; Dengo, 1983; Case et al., 1984; Etayo et al, 1986; Kellogg et al, 1989) fue originalmente descrita por Irving para definir una zona de rift localizada a lo largo de la margen oriental del valle del río Atrato y la margen occidental de la Cordillera Occidental. Fue considerada como un thrust con buzamiento al este y desplazamiento lateral izquierdo, que se extendía por varios cientos de kilómetros al sur del golfo de Urabá, infiriéndose que se prolongaba hacia el norte en el golfo de Urabá, pero no ha sido cartografiada en campo ni caracterizada realmente. Restrepo y Pérez (1982) y Kellogg et al. (1989) consideran que la extensión en tierra de la falla Atrato coincide con la traza de la falla Uramita. La falla del Atrato también podría localizarse sobre los flancos occidentales de los arcos de Sautatá y de Dabeiba, como lo indican los empinados gradientes de gravedad entre las altas anomalías positivas que los caracteriza y las adyacentes anomalías negativas de la cuenca del Atrato (Case et al., 1971), razón por la que Duque-Caro (1990) sugiere que esta estructura se prolonga hacia el noroeste bordeando la cuenca de Chucunaque en Panamá. El empinado gradiente de gravedad coincide con el pronunciado contraste topográfico entre las tierras bajas, pantanosas y boscosas del valle del Atrato y los empinados flancos occidentales de la Cordillera Occidental, donde se localiza el arco de Dabeiba. A la falla Atrato se le han atribuido muchos de los sismos que han ocurrido en el flanco occidental de la Cordillera Occidental, pero de acuerdo a las interpretaciones recientes, esta falla coincidiría con la falla Murindó en el departamento de Antioquia (Cossio, 1994).

4.4.7 Falla de Unguía

La Falla Unguía, con aproximadamente 140 km de longitud, rumbo general N45°E a norte y buzamiento bajo a moderado hacia el occidente, se localiza en la región del Darién, cerca del límite entre Colombia y Panamá, destacándose en imágenes de satélite y mapas topográficos. Es una falla de rumbo de desplazamiento lateral derecho y componente vertical (movimiento inverso), que pone en contacto aluviones de los ríos Atrato y Tuira con estratos del Terciario. Al norte de Unguía, la falla toma rumbo norte a través del Bajo Atrato, extendiéndose probablemente en el golfo de Urabá y en el mar Caribe, paralela a la costa de Panamá.

4.4.8 Falla Los Saltos

Se denomina así la falla que sirve de contacto entre los basaltos de la Serranía del Baudó y las rocas sedimentarias de la cuenca del río Atrato. El conocimiento de esta falla es limitado debido a que ha sido muy poco estudiada debido a lo inaccesible del área donde se encuentra. La escasa información que de ella se tiene proviene del trabajo de Haffer (1967) y la interpretación de imágenes de radar, de donde se puede inferir que es una falla inversa de bajo ángulo, según indica Cossio (1994).

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4.4.9 Falla de Baudó

La Zona de Falla de Baudó constituye el límite oriental del arco de Baudó, como lo indican los empinados gradientes de gravedad del arco con el valle del río Atrato y el marcado contraste litológico y estructural entre estratos del Oligoceno que buzan hacia el eje de la cuenca y las rocas falladas del arco de Baudó. Una característica adicional de esta zona de falla es la ocurrencia de pliegues en echelon a lo largo de la margen occidental de la cuenca del Atrato, los cuales parecen afectar los estratos del Oligoceno al Mioceno medio y no los depósitos post-Mioceno.

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Figura 4.3 (a). Mapa geológico general de la zona de estudio elaborado con base en las planchas 58, 59, 60, 68, 69, 70, 79-Bis, 79, 80, 89, 90, 91, 101, 102 y 103 a escala 1:100.000 de

INGEOMINAS (1999 y 2005). Zona de estudio en el recuadro. (b) Convenciones

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(b) Convenciones

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

5 INTERPRETACIÓN DE LÍNEAS SÍSMICAS

5.1 INTRODUCCIÓN

La reflexión sísmica se aplica predominantemente en la exploración de hidrocarburos y en la investigación de estructuras dentro de la corteza, con profundidades de penetración de muchos kilómetros. El método sísmico es usado para obtener detalles, tanto de la geometría de las estructuras del subsuelo, como de las propiedades físicas de los materiales presentes. La esencia de la técnica de la reflexión sísmica radica en la medición del tiempo que toma una onda sísmica para viajar desde una fuente localizada en un lugar conocido cerca de la superficie, hasta una zona en el subsuelo donde es reflejada hacia la superficie y es detectada en un receptor localizado en una posición conocida. Sin embargo, este método cuenta con un importante problema, consistente en el traslado del tiempo doble de viaje (en le domino del tiempo) a profundidad (en el dominio del espacio), razón por la cual se establece que la velocidad sísmica es el parámetro que más afecta la conversión a profundidad.

La información sísmica de la región de Urabá no es abundante y en general es de carácter restringido. ECOPETROL ha adelantado entre otras las campañas de adquisición sísmica denominadas Bajo Atrato-1979 y Golfo de Uraba-1989, y la Agencia Nacional de Hidrocarburos (ANH) la campaña Bajo Sinú-2008, cubriendo respectivamente las tierras del valle bajo del río Atrato, el golfo de Urabá y la Serranía de Abibé. Como complementación a los programas sísmicos, fueron perforados algunos pozos exploratorios con el fin de poder definir modelos geológicos de la cuenca y determinar la posibilidad de encontrar hidrocarburos.

En la región de Urabá, en el noroccidente colombiano, se han desarrollado varios programas de sísmica terrestre y marina en el valle bajo del río Atrato, la Serranía de Abibé y el golfo de Urabá, dentro de los cuales se encuentran entre otros los del Bajo Atrato-79, Bajo Sinú-2008 y Golfo de Urabá-89, los cuales son de interés para este estudio. Es de anotar que el valle bajo del río Atrato ha sido cubierto con un solo programa sísmico, mientras que en la Serranía de Abibé y el golfo de Urabá se han adelantado varios de estos. Los primeros programas sísmicos de la zona fueron complementados con perforaciones exploratorias, encaminadas a determinar el espesor de la secuencia sedimentaria, la profundidad y composición del basamento cristalino y la presencia de hidrocarburos, dentro de las cuales se cuenta con las perforaciones Apartado-1, Chigorodó-1, Turbo-1, Urabá-1 y Necoclí-1.

5.2 POZOS

Dentro de los pozos exploratorios perforados se encuentran los de Apartado-1, Chigorodó-1, Turbo-1, Urabá-1. Urabá-1629-IX y Necoclí-1, cuya información ha sido correlacionada con la información sísmica para la definición de modelos estructurales del subsuelo, como los presentados por Cediel et al., (1998) en el Atlas Sísmico de Colombia,

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Flinch (2003) y Hernández (2009). Las coordenadas y profundidad de los pozos mencionados se relacionan en el Cuadro 5.1 y su localización se muestra en la figura 5.1.

Dentro de la información consultada, los pozos Apartadó-1 y Chigorodó-1 cuentan con descripciones litológicas que revisten interés para la definición de modelos estructurales del subsuelo de la cuenca de Urabá. De los pozos Turbo-1, Urabá-1, Urabá 1629-IX y Necoclí-1 se logró consultar información general relacionada con la litológica y en algunos casos con ambiente de depósito.

Cuadro 5.1 Coordenadas de pozos exploratorios

Pozo Este (W)

Norte (W)

Este (BTA)

Norte (BTA)

Elevación (m)

Profundidad (pies)

Profundidad (m)

Apartado-1 1043200 1358100 712230 1358973 14.02 12500 3810.98

Turbo-1 1051475 1355622 720495 1356434 96.06 10074 3071.34

Chigorodo-1 1048850 1348900 717820 1349725 50.00 11756 3584.15

Uraba-1 1043902 1338622 712796 1339472 30.28 2040 621.79

5.2.1 Pozo Apartadó-1

El pozo Apartado-1 fue perforado desde el 15 de Julio a Septiembre 17 de 1982 al suroccidente de Apartado, 11 km al NW del pozo Chigorodó-1, entre el río Zungo y la quebrada Vijagualito, en el sitio de coordenadas 712230 mE y 1358973 mN (Origen Bogotá) o 1043200 mE y 1358100 mN (Origen W), hasta una profundidad total de 12500 pies (3810.98 m). La secuencia litológica encontrada en el pozo Apartadó-1 corresponde a rocas sedimentarias del Mioceno y el Plioceno (Neógeno) representadas por arcillolitas y limolitas entre la superficie y los 10100 pies (3078.48 m), a basalto con delgadas intercalaciones de areniscas y arcillolitas entre los 10100 y 11760 pies (3078.48- 3584.45 m) y a basalto con niveles de grawacas entre los 11760 – 12500 pies (3584.45–3810.98 m). Bernal y Luna (1982) también dividieron la secuencia litológica del pozo Apartadó-1 de tope a base en las unidades informales A, B, C, D y la unidad Vulcano Sedimentaria. En este pozo no se presentaron manifestaciones comerciales de hidrocarburos, sino tan solo débiles muestras de metano entre los 8570 y 10900 pies (2612.14 – 3322.32 m).

5.2.2 Pozo Turbo-1

El pozo Turbo-1 fue perforado en el sitio de coordenadas 1356434 mN y 720495 mE, 9 km al SEE del pozo Apartadó-1 y a 7 km al NNE del pozo Chigorodó-1, hasta una profundidad total de 10074 pies (3070.56 m). La secuencia litológica encontrada en el intervalo 0 a 2175 pies (0–662.94 m) corresponde a arenisca gruesa y conglomerado y en el intervalo 2175 a 10074 pies (662.94-3070.56 m) consiste de arenisca interestratificada con arcillolita en el tope y cerca de los 5000 pies (1524 m), y predominantemente arcillolita con estratos de arenisca bajo los 8000 pies (2438.40 m). Todas las areniscas son argiláceas, muy gruesa a muy fina, localmente conglomerática. En este pozo no fue encontrado el basamento sísmico, ni muestras de hidrocarburos (Shell Condor S.A., 1961).

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5.2.3 Pozo Chigorodó-1

El pozo Chigorodó-1 fue perforado desde el 1º de Marzo al 23 de Julio de 1982 al este de Carepa, a orillas del río Carepa, en el sitio de coordenadas 717820 mE y 1349725 mN origen Bogotá y coordenadas 1048850 mE y 1340900 mN con origen W, hasta una profundidad total de 11756 pies (3583.23 m). En el pozo Chigorodó-1 se encontró una secuencia sedimentaria del Mioceno y el Plioceno (Neógeno), desde la superficie hasta los 9260 pies (2822.45 m), apoyada sobre rocas basales correspondientes a una unidad vulcano-sedimentaria. Bernal y Luna (1982) dividieron la secuencia sedimentaria en cuatro unidades informales denominadas A, B, C y D. No se presentaron manifestaciones comerciales de hidrocarburos, sino tan solo débiles muestras de metano en el intervalo 6670 a 11500 pies (2033.02 – 3505.20 m).

5.2.4 Pozo Urabá-1

El pozo Urabá-1 fue perforado en el sitio de coordenadas 1339471,87 mN y 712795.65 mE, en inmediaciones de Chigorodó, a unos 11.5 km al SSW del pozo Chigorodó-1, hasta una profundidad de 2040 pies (621.79 m). En este pozo solo se encontraron rocas sedimentarias.

5.2.5 Pozo Urabá-1629-IX

El pozo Urabá-1629-IX, fue perforado hasta una profundidad de 11300 pies (3444.24 m). La secuencia sedimentaria encontrada corresponde principalmente a una secuencia de arcillolitas con interestratificaciones de arenisca, de edad Mioceno medio-alto a Holoceno, depositada en ambientes marinos de plataforma, talud y abisal (Duque Caro, 2001).

5.2.6 Pozo Necoclí-1

El pozo Necoclí-1 fue perforado hasta una profundidad de 10560 pies. La secuencia sedimentaria encontrada entre los 5970 y 8982 pies corresponde a litoarenita, sublitoarenita y litoarenita calcárea, con edades comprendidas entre el Mioceno temprano-medio a Plioceno. Análisis de microflora y microfauna indican respectivamente ambientes de depósito continental y marino de profundidad batial para estos sedimentos. Tal mezcla de ambientes de depósito sugieren que el material sedimentario fue retrabajado, indicando que los sedimentos fueron depositados en una pendiente muy pronunciada presente a lo largo de una margen continental inestable, donde deslizamientos gravitacionales llevaron los sedimentos continentales hasta una profundidad batial. La materia orgánica encontrada es de origen continental, con altas posibilidades de generación de gas (Dueñas, 1990).

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5.3 LÍNEAS SÍSMICAS

Son de interés para este estudio las líneas sísmicas L-1989-71, L-1979-18 y L-1979-16 de los programas Golfo de Uraba-1989 y Bajo Atrato-79 respectivamente, ya que ayudan a cumplir con los objetivos propuestos para este estudio. Estas líneas no se encuentran migradas y como ocurre con la mayoría de las líneas del programa Bajo Atrato-79, presentan baja a nula resolución. Sin embargo, se constituyen en las únicas líneas que pueden proporcionar información importante sobre la litología y estructuras que afectan el basamento en la zona límite de las microplacas de Panamá y Andes Norte. Las coordenadas de los puntos extremos de las líneas sísmicas se relacionan en el Cuadro 5.2 y su localización se muestra en la figura 5.1.

Cuadro 5.2 Coordenadas en origen Bogotá de los puntos extremos de las líneas sísmicas

Línea Este Norte Elev (m) Este Norte Elev (m)

L-89-71 677086 1420038 0.00 692992 1431065 0.00

L-79-18 663943 1332925 92.00 718405 1363662 28.80

L-79-16 724722 1355787 115.11 688289 1335216 2.96

5.3.1 Línea Sísmica L-1989-71

La línea sísmica L-1989-71 (figura 5.2) orientada en la dirección N60°E, fue realizada en el golfo de Urabá en el año de 1989. En esta sección sísmica se diferencia una secuencia sedimentaria que se apoya discordantemente sobre un basamento no estratificado. La secuencia sedimentaria puede dividirse en cuatro unidades separadas por discordancias. Las tres unidades sedimentarias inferiores se acuñan hacia el occidente, apoyándose sobre el basamento en relación de onlap. La unidad sedimentaria superior se acuña ligeramente hacia el occidente y hacia el oriente, apoyándose sobre la unidad sedimentaria infrayacente también en relación de onlap. La secuencia sedimentaria se encuentra ligeramente plegada formando un suave sinclinorio. El basamento de la cuenca se profundiza hacia el oriente y se torna somero hacia el occidente, encontrándose afectado por fallas normales al centro y occidente de la sección, así como por fallas inversas en el extremo oriental de la misma. Las fallas normales escalonan el basamento, provocando su hundimiento hacia el sector centro-oriental, en tanto que las fallas inversas lo levantan en el extremo oriental. De igual manera, las fallas inversas afectan la unidad sedimentaria inferior, generando pliegues anticlinales volcados hacia el occidente.

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Figura 5.1 Localización de los pozos y líneas sísmicas utilizadas

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5.3.2 Línea Sísmica L-1979-18

En la línea sísmica L-1979-18 (figura 5.3), orientada en la dirección N60°E, fue realizada en el sector norte del valle bajo del río Atrato. En esta sección sísmica se diferencia una secuencia estratificada (sedimentaria) apoyada discordantemente sobre un basamento no estratificado, afectado por fallas normales, que se profundiza hacia el oriente y se torna menos profundo hacia el occidente. La secuencia sedimentaria puede dividirse en cuatro unidades que paulatinamente se adelgazan hacia el occidente, apoyándose en relación de onlap sobre el basamento. Las fallas normales generan bloques levantados y hundidos de basamento y adicionalmente afectan la secuencia sedimentaria.

5.3.3 Línea Sísmica L-1979-16

La línea sísmica L-1979-16 (Figura 5.4), orientada en dirección N60°E, fue realizada en el año de 1979 en el valle bajo del río Atrato, al sur de la línea L-1979-18. La interpretación que de ella se presenta en el Atlas Sísmico de Colombia (Cediel et al., 1998) tuvo en cuenta la información de los pozos Chigorodó 1 y Turbo-1 y muestra que la secuencia sedimentaria se apoya discordantemente sobre un basamento no estratificado que en general se profundiza hacia el oriente y se torna menos profundo hacia el occidente. El basamento se encuentra afectado por fallas normales en la parte central de la sección y por una falla de cabalgamiento en la parte oriental de la misma. Las fallas normales producen bloques levantados y hundidos de basamento y adicionalmente parecen afectar parcialmente la secuencia sedimentaria. La falla de cabalgamiento buza hacia el oriente y afecta tanto al basamento como a la secuencia sedimentaria suprayacente, colocando en contacto fallado las unidades litoestratigráficas presentes en el piedemonte occidental de la serranía de Abibé (cuenca del Sinú) con las unidades litoestratigráficas de la cuenca de Urabá. Se aprecia igualmente que las unidades litoestratigráficas tienen continuidad y se acuñan hacia el occidente contra el basamento en relación de onlap.

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Figura 5.2: Línea sísmica L-1989-71 de 19.36 km de longitud, localizada en el golfo de Urabá; arriba sin interpretar y abajo con la interpretación tomada del Atlas Sísmico de Colombia

(Cediel et al., 1998)

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Figura 5.3: Línea sísmica L-1979-18 de 62.54 km de longitud localizada en el valle bajo del río Atrato, en la parte superior sin interpretar y en la parte inferior interpretada

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Figura 5.4: Línea sísmica L-1979-16 de 41.84 km de longitud localizada en el valle bajo del río Atrato, arriba sin interpretar y abajo con interpretación tomada del Atlas Sísmico de

Colombia (Cediel et al., 1998)

5.4 INTERPRETACIÓN

Por la litología y posición estructural y geográfica, Bernal y Luna (1982) plantearon que las unidades informales A, B, C y D definidas en los pozos Chigorodó-1 y Apartadó-1 podrían correlacionarse con la formación Corpa de Haffer (1959) y Beattle (1964). Por su litología, Bernal y Luna (1982) plantearon igualmente que la unidad vulcano-sedimentaria podría correlacionarse con los basaltos grises con inclusiones de igual composición, matriz densa y vesículas rellenas de zeolitas de edad Eoceno medio a superior encontrados por Haffer (1967) en la cuenca del Chocó o con las rocas volcánicas del Grupo Diabásico de edad cretácica. Estudios mas recientes plantean que la secuencia sedimentaria es equivalente en edad a las formaciones Pavo y Arenas Monas presentes en la serranía de Abibé (SERVIGEO, 2001) y la unidad vulcano-sedimentaria corresponde al Complejo Santa Cecilia-La Equis (Hernández, 2009).

La correlación de los pozos Apartadó-1 y Chigorodó-1 (Bernal y Luna, 1982) indica que los contactos entre las unidades A, B, C, D y la unidad Vulcano-Sedimentaria, se profundizan hacia el NW, e igualmente, que el espesor de las unidades A, B, C y D se incrementa ligeramente en la misma dirección. Con base en el análisis de buzamientos y situación regional del pozo Chigorodó-1, Bernal y Luna (1982) reportan la presencia de una estructura anticlinal entre la superficie y los 4400 pies (1341.12 m) y una zona de falla

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entre los 4400 y 5900 pies (1341.12 – 1798.32 m). Igualmente correlacionaron el pozo Chigorodó-1 con los pozos Urabá-1 y Turbo-1 estableciendo que los sedimentos terciarios suprayacen discordantemente el complejo vulcano-sedimentario, el cual aflora al suroccidente en el arco de Sautatá y se profundiza al norte y noreste. De igual manera indica que las unidades A, B, C y D aumentan ligeramente de espesor en sentido norte y se acuñan en sentido sur, con relaciones de onlap de estas unidades sobre la unidad vulcano-sedimentaria.

La evaluación de las líneas sísmicas muestra que la secuencia siliclástica del Neógeno se acuña hacia el arco magmático de Mandé y que suprayace el basamento Paleógeno-Cretácico superior con relaciones de tipo onlap. Estas relaciones sugieren la creación de un espacio de acomodamiento sucesivamente más amplio como consecuencia de la subsidencia gradual del arco de Mandé durante el Neógeno. Este espacio de acomodación podría explicarse en la parte sur de Urabá como una flexión inducida por la carga de la serranía de Abibe. Sin embargo, la cuña sedimentaria persiste también hacia el norte del Golfo de Urabá, es decir más allá de la propia extensión de la Serranía de Abibe, como lo demuestra el registro del pozo de Urabá-1629. Estas relaciones apuntan hacia la existencia de una carga sub-cortical que es independiente de la tectónica del terreno de Sinú. De acuerdo a la hipótesis de una sutura, que separaría el terreno de Sinú del prisma neógeno de la cuenca de Urabá, proponemos como efecto causal para este prisma sedimentario una flexión para la placa oceánica del bloque de Chocó. Indagando más acerca del origen de esta flexión se podría postular la existencia de una zona de subducción que se inclinaría hacia el E y la cual se congeló desde antes de la sedimentación del prisma sedimentario del Neógeno (Hernández, 2009).

La baja velocidad VRMS de estas líneas sísmicas puede indicar que las rocas sedimentarias de la cuenca de Urabá presentan baja compactación, porosidades altas, densidades bajas y contenido de fluidos (Restrepo & Pérez, 1982).