7 MODELAMIENTO DE ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS Y

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
7
MODELAMIENTO DE ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS Y
MAGNÉTICAS
El objetivo de la interpretación de los campos potenciales, es el de mejorar la
comprensión de la configuración y composición de los cuerpos rocosos del subsuelo que
dieron origen a las diferentes anomalías, obteniéndose para cada uno de ellos la
profundidad, tamaño y extensión, es decir, realizar una interpretación con connotaciones
cualitativas y cuantitativas. La interpretación cualitativa involucra la descripción de los
resultados y explica los principales rasgos revelados por el estudio en términos de
litologías y estructuras probables que pueden dar lugar a las anomalías. Esta clase de
interpretación requiere de información geológica de apoyo.
La interpretación cuantitativa explica las anomalías obtenidas en términos de profundidad
y extensión de las respectivas fuentes, a partir de cálculos matemáticos. La interpretación
cuantitativa frecuentemente toma la forma de generación de modelos de fuentes
generadoras de anomalías, las cuales en teoría, replicarían las anomalías obtenidas a
partir de los datos de campo. En otras palabras, los modelos conceptuales del subsuelo
son creados y sus anomalías calculadas para ver si el modelo es consistente con lo que
ha sido observado. Así, en un modelo dado, el cual es una aproximación física aceptable
a la geología desconocida, la anomalía teórica del modelo es calculada y comparada con
la anomalía observada. Los parámetros del modelo son ajustados para obtener una mejor
concordancia entre las anomalías observadas y calculadas. La interpretación cuantitativa
se realiza por tanto de manera directa (método directo) y de manera inversa (método
inverso). Con el método directo, se obtiene un modelo físico a partir de los datos
obtenidos en campo, en tanto que con el método inverso, los modelos son generados a
partir de anomalías sintéticas.
7.1
FUNDAMENTACIÓN FÍSICO MATEMÁTICA
Una base para muchos programas de computador fue dada por Talwani et al. (1959) y
Talwani (1965). En esencia, el realizar modelos en dos dimensiones requiere que el
cuerpo a modelar tenga una extensión lateral de al menos 20 veces su anchura, de
manera que los efectos finales puedan ser ignorados. Para muchos rasgos geológicos
esta restricción es adecuada y las anomalías obtenidas a partir de tales cuerpos pueden
ser analizadas satisfactoriamente. En muchos otros casos deben ser usados métodos de
computador más sofisticados.
El software GM-SYS permite encontrar las anomalías gravimétrica y magnética causadas
por un polígono de n-caras en dos dimensiones con base en lo propuesto por Talwani et
al. (1959) y Talwani y Heirtzler (1964), así como la aplicación de los algoritmos descritos
en Won y Bevis (1987) y Rasmussen y Pedersen (1979). Won y Bevis (1987) modificaron
un algoritmo para calcular la aceleración gravitacional debido a un polígono, aplicando la
relación de Poisson para expresiones de la aceleración gravitacional y derivaron un
segundo algoritmo para calcular la anomalía magnética debido a un polígono
7-2
magnetizado por un campo externo. De este modo, la gravedad y las anomalías
magnéticas se pueden determinar correctamente para cualquier punto dentro, fuera,
sobre o debajo del polígono. En el modelado en dos dimensiones (2D) de anomalías
gravimétricas y magnéticas, la forma de cualquier cuerpo causativo se puede aproximar a
un polígono, en tanto que en el modelado en tres dimensiones (3D), el cuerpo causativo
se puede modelar como un conjunto de polígonos yuxtapuestos.
La rutina de inversión de GM-SYS utiliza el algoritmo de inversión de Marqardt (1963)
para linealizar e invertir los cálculos, así como una implementación de ese algoritmo para
la gravedad y el magnetismo desarrollado por el Servicio Geológico de los Estados
Unidos (USGS, por su sigla en inglés) y usado en programas de computador (Webring,
1985).
Para los cálculos de gravedad y magnetismo, el software GM-SYS utiliza un modelo
bidimensional de la Tierra, donde asume que esta tiene topografía, pero no curvatura y se
extiende a +30.000 kilómetros y -30.000 kilómetros a lo largo del perfil para eliminar los
efectos de borde.
7.1.1
Anomalía de Gravedad Debida a un Polígono
Hubbert (1948) mostró que la atracción gravitacional debido a un cuerpo 2D se puede
expresar en términos de una línea integral alrededor de su periferia. Talwani et al., (1959)
consideraron el caso de un polígono de n-lados y disgregaron la integral lineal en
contribuciones, cada una asociada a un lado del polígono. Won y Bavis (1987) siguieron a
Talwani et al., (1959) colocando el punto al cual la anomalía de la gravedad debe ser
calculada (es decir, la estación) en el origen del sistema de coordenadas y expresando los
componentes verticales y horizontales de la anomalía de la gravedad como:
n
∆g z = 2Gρ ∑ Z i
(Ec. 7.1)
i =1
y
n
∆g x = 2Gρ
∑ Xi
(Ec. 7.2)
i =1
donde Zi y Xi son las integrales lineales a lo largo del i-ésimo lado del polígono, G es la
constante gravitacional, y el ρ es la densidad del polígono. Talwani et al., (1959) derivaron
expresiones para Zi y Xi que hacen referencias extensivas a las funciones
trigonométricas.
Grant & West (1965) reformularon la expresión para Zi, haciendo mayor referencia a los
vértices de coordenadas:
( X i , zi ) = 1.n
(Ec. 7.3)
y muy pocas referencias a las cantidades angulares, así reducen el número de las
expresiones trigonométricas implicadas en el cálculo. Won and Bevis (1987) siguieron las
7-3
aproximaciones de Grant and Wests produciendo un fórmula para Xi así como Zi
compactando la notación al eliminar i .Cualquier de los dos vértices sucesivos fueron
etiquetados 1 y 2 y, a su turno, cada par de vértices vecino fue tratado como vértices 1 y 2
alternadamente. Así se obtuvieron los siguientes algoritmos:

r 
Z = Α (θ1 − θ 2 ) + B ln 2 
r1 

(Ec. 7.4)

r 
X = Α (θ1 − θ 2 ) B + ln 2 
r1 

(Ec. 7.5)
( x2 − x1 )( x1z 2 − x2 z1 )
(Ec. 7.6)
Α=
( x2 − x1 ) 2 + ( z 2 − z1 ) 2
z 2 − z1
x2 − x1
(Ec. 7.7)
r 21 = x 21 + z 21
(Ec. 7.8)
r 22 = x 2 2 + z 2 2
(Ec. 7.9)
B=
El cómputo de −θ1 y −θ2 requiere un cierto cuidado si el algoritmo es válido para cualquier
estación local. Los valores de −θ1 y −θ2 se obtienen usando la relación:
 zj 

 xj 
 
θ j = tan −1
7.1.2
(Ec. 7.10)
∀j =1, 2
Anomalía Magnética Debida a un Polígono
Talwani and Heirtzler (1964) introdujeron un método para computar la anomalía
magnética debido a un cilindro poligonal infinito. Combinando las anomalías debido a un
conjunto semi-infinito de columnas, cada una de las cuales está limitada por uno de los
lados del polígono. Alternativamente, la anomalía magnética debido a un cilindro poligonal
se puede derivar usando la relación de Poissons, a partir de las expresiones anteriores
para la anomalía gravitacional asociada. Won and Bevis (1987) asumieron que la
magnetización del cilindro fue inducida aisladamente por el campo magnético de la Tierra.
Entonces:
∆H =
kH e δ
∆g
Gρ δα
Donde
∆H = vector de la anomalía magnética,
(Ec. 7.11)
7-4
∆g = vector de la anomalía de la gravedad,
k = susceptibilidad magnética del polígono,
ρ = densidad del polígono
He = fuerza escalar ambiente del campo magnético de la Tierra, y
α = dirección de la magnetización inducida.
Al contrario de la anomalía gravimétrica, la anomalía magnética depende del rumbo del
cilindro, donde:
I = inclinación magnética, y
β = rumbo del cilindro medido en sentido levógiro a partir del norte magnético hacia
el eje y negativo,
Se puede mostrar que:
∂
∂
∂
senI
+ senβ cos I
∂α
∂z
∂x
(Ec. 7.12)
A partir de los componentes de la ecuación (7.10), los componentes verticales y
horizontales de la anomalía magnética puede ser derivada como:
∆H z =
kH e ∂
∆g z
Gρ ∂α
(Ec. 7.13)
∆H x =
kH e ∂
∆g x
Gρ ∂α
(Ec. 7.14)
y
donde las expresiones para el gz y el gx, están dadas por las ecuaciones [Ec. 7.1] y [Ec.
7.2]. Substituyendo las ecuaciones [Ec. 7.1], [Ec. 7.2], y [Ec. 7.12] en las ecuaciones [Ec.
7.13] y [Ec. 7.14], se obtiene:
∂Z
∂Z 

∆H s = 2kH e  senI
+ senβ cos I

∂z
∂x 

(Ec. 7.15)
y
∂X
∂X 

∆H x = 2kH e  senI
+ senβ cos I

∂z
∂x 

(Ec. 7.16)
Una vez que se conozca ∆Hz y ∆Hx, la cantidad escalar de campo total puede ser
calculada por:
7-5
(Ec. 7.17)
∆H = ∆HzsenI + ∆HXxsenβ cos I
Las derivadas en las ecuaciones [Ec. 6.15] y [Ec.6.16] son:
∂Z ( x2 − x1 ) 2 
z 2 − z1 r2 
=
ln  − P
(θ1 − θ 2 ) +
2
∂z
x2 − x1 r1 
R

(Ec. 7.18)
∂Z − ( x2 − x1 )( z 2 − z1 ) 
z2 − z1 r2 
=
ln  + Q
(θ1 − θ 2 ) +
2
∂x
x2 − x1 r1 
R

(Ec. 7.19)
∂X ( x2 − x1 ) 2
=
∂z
R2
 z2 − z1

(θ1 − θ 2 ) − ln r2  + Q

r1 
 x2 − x1
(Ec. 7.20)

∂Z ( x2 − x1 )( z 2 − z1 )  z2 − z1
=
(θ1 − θ 2 ) − ln r2  + P

2
∂x
r1 
R
 x2 − x1
(Ec. 7.21)
R 2 = ( x2 − x1 ) 2 + ( z 2 − z1 ) 2
(Ec. 7.22)
donde:
P=
x1 z2 − x2 z1  x1 ( x2 − x1 ) − z1 ( z 2 − z1 )
x ( x − x ) − z2 ( z 2 − z1 )
− 2 2 1

2
2
R
r1
r2 2




(Ec. 7.23)
Q=
x1z 2 − x2 z1  x1 ( z 2 − z1 ) + z1 ( x2 − x1 )
x ( z − z ) + z2 ( x2 − x1 ) 
− 2 2 1


2
2
R
r1
r2 2


(Ec. 7.24)
Los casos especiales 1 y 2 mostrados previamente para el problema gravitacional aplican
de la misma manera para anomalía magnética. Adicionalmente, un cuarto caso sería:
∂Z
= −P
∂z
(Ec. 7.25)
∂Z − ( z 2 − z1 ) 2 r2
=
ln + Q
∂x
r1
R2
(Ec. 7.26)
∂X
=Q
∂z
(Ec. 7.27)
∂X ( z 2 − z1 ) 2
=
(θ1 − θ 2 ) + P
∂x
R2
(Ec. 7.28)
Won and Bevis (1987) desarrollaron la subrutina en FORTRAN m-poly calculando el
componente x, el componente z y la fuerza de la anomalía de campo magnético total
debido a un cilindro infinito magnetizado por un campo magnético externo. Se asume que
7-6
el rumbo del cilindro es paralelo al eje y en un sistema de coordenadas [x, y, z]. Las
anomalías vertical, horizontal y magnitud de anomalía de campo total dependen de las
ubicaciones relativas del polígono y de la estación en el plano [x, y], la susceptibilidad
magnética del cilindro, la inclinación del campo magnético de la Tierra, la magnitud del
campo magnético total terrestre, y el acimut geomagnético (rumbo) del polígono. Esta
cantidad (β) es el ángulo del norte magnético con el eje x negativo medido en el plano
horizontal. El ángulo es positivo cuando es medido en sentido levógiro del norte
magnético. Los coordenadas x, y de los vértices del polígono deben ser especificados en
sentido dextrógiro cuando el plano x, z se observa hacia el eje y negativo.
La rutina calcula las anomalías en cualquier número específico de estaciones, y estas
pueden ser especificadas en cualquier secuencia. En caso que el campo magnético de la
Tierra sea vertical (Inclinación = 90º), el rumbo (β) es indefinido e irrelevante y puede ser
ajustado a cualquier valor. El algoritmo no incluye los efectos de la demagnetización
(Grant and West, 1965) y por lo tanto no es útil para modelar las anomalías debido a
cuerpos cuya susceptibilidad magnética excede 0.01 e.m.u. Los valores de susceptibilidad
magnética se deben asignar con cuidado, aunque la susceptibilidad magnética es una
cantidad adimensional, ésta difiere por un factor de 4π entre el SI y el sistema emu (kemu
= 4 π SI). Las unidades de H son gammas. Si se utiliza el SI las unidades se dan en
NanoTeslas (NT). Las coordenadas espaciales pueden ser dadas en cualquier unidad de
la longitud, mientras que la unidad elegida sea consistente con el sistema utilizado.
Los códigos del FORTRAN se pueden consultar en el Journal of Geophysics, volumen 52
No. 2 publicado por la Society of Exploration Geophysics en 1987
(http://www.segdl.org/geophysics/).
7.2
MODELAMIENTO DIRECTO
Las metodologías de modelamiento directo de campos potenciales definen la correcta
asociación del modelo y los datos geofísicos. Es por eso que su entendimiento e
implementación es esencial para el desarrollo de cualquier algoritmo de inversión. En el
modelamiento directo de datos gravimétricos y magnéticos, se construye un modelo inicial
para el cuerpo fuente a partir de la intuición geológico-geofísica, se calcula la anomalía
propia de dicho modelo y se compara con la anomalía observada, tras lo cual los
parámetros del modelo se ajustan con el fin de mejorar el ajuste entre ambas anomalías.
Estos tres pasos de ajuste de las propiedades del cuerpo, cálculo de anomalías y
comparación de anomalías se repiten hasta que las anomalías observadas y calculadas
se aprecien lo suficientemente parecidas. La metodología del modelado directo consiste
en generar unos modelos geológicos idealizados y a partir de estos predecir las
respuestas gravimétrica y magnética que se esperaría obtener. La interpretación directa
provee directamente a partir de anomalías de gravedad, información sobre los cuerpos
anómalos, lo cual es en gran medida independiente de la verdadera forma del cuerpo.
Varios son los métodos: limite de profundidad, puntos de inflexión y espesor aproximado.
7-7
7.2.1
Modelos Hipotéticos Generales
Se desarrollan algunos modelos teóricos de las respuestas gravimétricas y
magnetométricas que se esperaría obtener a partir de información geológica. En esta
sección se lleva a cabo el modelamiento directo de las probables estructuras causantes
de la respuesta gravimétrica y magnetométrica en la zona de estudio, con base en el
conocimiento geológico y asumiendo valores de densidad y susceptibilidad magnética
(tomados de los valores medidos a muestras de roca y resumidos en los Cuadros 6.3 y
6.7). Se consideran perfiles perpendiculares a la dirección regional de las estructuras.
Los modelos hipotéticos muestran un basamento conformado por corteza oceánica,
intruído por roca granítica y afectado por fallas normales y una falla de cabalgamiento.
Los modelos muestran bloques hundidos y levantados generados por las fallas normales,
así como un bloque desplazado por la falla de cabalgamiento. A partir de estos modelos
se obtiene la respuesta gravimétrica y magnética, teniendo en cuenta diferentes
desplazamientos de falla. La amplitud y longitud de onda de las anomalías, son
proporcionales a la altura de los pilares tectónicos, profundidad de los grabens o
desplazamientos de los bloques afectados por la falla de cabalgamiento (figuras 7.1 a
7.5).
Figura 7.1 Modelo hipotético 1
7-8
Figura 7.2 Modelo Hipotético 2
Figura 7.3 Modelo hipotético 3
7-9
Figura 7.4 Modelo hipotético 4
Figura 7.5 Modelo hipotético 5
7-10
7.2.2
Modelos de las Secciones Sísmicas
Con el propósito de conocer la posible respuesta gravimétrica y magnética de las
estructuras y litologías que se espera encontrar en el subsuelo de la zona de estudio, se
presenta varios modelos geológicos de la zona, establecidos con base en la información
de líneas sísmicas y perforaciones exploratorias, así como modelos teóricos que
representan de manera simplificada algunas estructuras geológicas, cuerpos de diferente
composición litológica y formas de la cuenca.
Se presenta la respuesta gravimétrica y magnetométrica de la interpretación directa de las
líneas sísmicas L-1989-71, L-1979-18 y L-1979-16. En estas interpretaciones, se asume
un basamento uniforme desde el punto de vista litológico, es decir, se asume que todo
está conformado por corteza oceánica, sin incluir la presencia del intrusivo granítico que
hace parte del batolito de Mandé, de manera que estos modelos, no permiten ver la
respuesta gravimétrica y magnética probable.
En la línea sísmica L-1989-71, la curva de la respuesta gravimétrica muestra una forma
similar a la de la cuenca, la cual es definida por la geometría del tope del basamento
cristalino. La cuenca es asimétrica, siendo más profunda en el sector oriental, con el tope
del basamento relativamente poco profundo en el sector occidental y paulatinamente más
profundo hacia el oriente, con un suave levantamiento en el extremo oriental. El
basamento se encuentra afectado por fallas normales en la parte central y fallas de
cabalgamiento en el sector oriental. A pesar de las estructuras que afectan el basamento,
la curva gravimétrica es muy regular, mostrando un valor máximo positivo de 10 miligales
en el extremo occidental y valores cada vez más bajos hacia el oriente hasta alcanzar
valores negativos de -35 a – 20 miligales. La curva de respuesta magnética también es
cóncava hacia arriba y asimétrica, mostrando valores positivos en los extremos occidental
y oriental y valores negativos en la parte centro-occidental, indicando igualmente la
relativa poca profundidad del basamento cristalino en el sector occidental, su
profundización hacia el oriente y nuevamente la disminución de la profundidad en el
extremo oriental, generada esta última por las fallas de cabalgamiento (figura 7.6).
En la línea sísmica L-1979-18, la curva de repuesta gravimétrica igualmente se asemeja a
la geometría de la cuenca, cuyo basamento es prácticamente somero al occidente y se
torna paulatinamente más profundo hacia el oriente, mostrando desde la parte central de
la sección bloques hundidos y levantados generados por fallas normales. La curva
gravimétrica muestra valores positivos desde el extremo occidental hasta la parte media
de la sección y valores negativos desde la parte central hasta el extremo oriental, con
suaves inflexiones como respuesta a la presencia de los bloques hundidos y levantados
del basamento. La curva de la respuesta magnética es más compleja, pero también se
asemeja al tope del basamento, aunque con altos y bajos magnéticos más pronunciados
que los gravimétricos, generados por los bloques hundidos y levantados (figura 7.7).
En la línea sísmica L-1979-16, la curva de respuesta gravimétrica es también similar a la
geometría de la cuenca, cuyo basamento como en los casos anteriores es somero al
occidente y se profundiza suavemente hacia el oriente, estando afectado por fallas
normales en casi toda la extensión de la sección, excepto en la parte oriental, donde está
afectado por una falla de cabalgamiento. La curva gravimétrica muestra suaves
inflexiones como respuesta a los altos y bajos del basamento. La curva de respuesta
magnética muestra altos y bajos magnéticos más pronunciados, como resultado de los
7-11
pilares (altos) y grabens (bajos) del basamento, generados por las fallas normales, así
como el levantamiento del basamento por la falla de cabalgamiento (Figura 7.8).
Figura 7.6 Línea sísmica L-1989-71
Figura 7.7 Línea sísmica L-1979-18
7-12
Figura 7.8 Línea sísmica L-1979-16
7.3
MODELAMIENTO INVERSO
La interpretación de anomalías de campos potenciales (gravimétrico y magnético en este
caso) es ambigua. La ambigüedad surge del hecho de que una anomalía puede ser
causada por un infinito número de fuentes posibles. Por ejemplo, esferas concéntricas de
masa constante pero de diferente densidad y diferentes radios producirían la misma
anomalía, desde que sus masas actúen como si estuvieran localizadas en el centro de la
esfera. Esta ambigüedad representa el problema inverso de la interpretación de campos
potenciales, la cual establece que aunque la anomalía de un cuerpo dado puede ser
calculada sola, hay un infinito número de cuerpos que pueden producir dicha anomalía.
Una importante tarea en la interpretación es disminuir esta ambigüedad usando todos los
controles sobre la naturaleza y forma del cuerpo anómalo. Tales controles incluyen
información geológica derivada de afloramientos en superficie, pozos, minas y otras
técnicas geofísicas complementarias (Kearey y Brooks, 1991; Hernández, 2006).
En el modelamiento inverso se parte de la respuesta geofísica de un modelo de la Tierra
que proveerá el mejor ajuste de los datos calculados. Por lo tanto, a partir de los valores
de las anomalías magnéticas y gravimétricas, junto con el marco geológico, se realiza una
inversión con el fin de conocer la distribución de las masas que generan estas anomalías
y su profundidad. En la interpretación indirecta, el cuerpo causativo de una anomalía
gravimétrica es simulado por un modelo cuya anomalía teórica puede ser calculada. En
este método, la forma del modelo es alterada hasta que la anomalía calculada se iguale lo
más posible a la anomalía observada. A causa del problema inverso, este modelo no
tendrá una única interpretación, pero dicha ambigüedad puede decrecer teniendo en
cuenta condicionantes adicionales sobre la naturaleza y forma del cuerpo anómalo.
7-13
Una simple aproximación a la interpretación indirecta es la comparación de la anomalía
observada con la anomalía calculada para ciertas formas geométricas normalizadas, cuyo
tamaño, posición, forma y contraste de densidad son alteradas para mejorarlo
adecuadamente. Las anomalías en dos dimensiones pueden ser comparadas con
anomalías calculadas para cilindros horizontales o medios cilindros y las anomalías en
tres dimensiones con las que producen esferas, cilindros verticales o primas
rectangulares. Las combinaciones de tales formas pueden también ser usadas para
simular una anomalía observada.
El cálculo de anomalías sobre un modelo de forma irregular es realizado dividiendo el
modelo en una serie de compartimientos de forma regular y calculando el efecto
combinado de estos compartimientos en cada punto de observación. En un tiempo esta
operación fue realizada mediante el uso de graticulas, pero hoy en día se hace por
computador. Las anomalías gravimétricas y magnéticas en dos dimensiones pueden ser
representadas por perfiles perpendiculares a la dirección de la elongación.
Para el modelamiento inverso se definieron 5 secciones transversales en la zona de
estudio (sección 1, sección 2,…, sección 5), orientadas en dirección este-oeste y
distribuidas de sur a norte, de manera tal que la sección 1 se localiza en el sector sur, la
sección 5 en el sector norte y las restantes en las posiciones intermedias respectivas. La
localización de las secciones se muestra en la figura 7.9 y las secciones con los modelos
inversos en las figuras 7.10 a 7.14.
7-14
Figura 7.9 Localización de secciones transversales utilizadas para el modelamiento inverso
7-15
Figura 7.10 Modelamiento inverso en la zona límite de la microplaca de Panamá y el bloque
Andes Norte. Sección 1, localizada al sur de la zona de estudio
Figura 7.11 Modelamiento inverso en la zona límite de la microplaca de Panamá y el bloque
Andes Norte. Sección 2
7-16
Figura 7.12 Modelamiento inverso en la zona límite de la microplaca de Panamá y el bloque
Andes Norte. Sección 3, localizada en la parte central de la zona de estudio
Figura 7.13 Modelamiento inverso en la zona límite de la microplaca de Panamá y el bloque
Andes Norte. Sección 4
7-17
Figura 7.14 Modelamiento inverso en la zona límite de la microplaca de Panamá y el bloque
Andes Norte. Sección 5, localizada al norte de la zona de estudio
7.4
INTERPRETACIÓN
La interpretación de líneas sísmicas no migradas 1979-16, 1979-18 (Programa Bajo Atrato
del año 1979) y 1989-71 (Programa Golfo de Urabá del año 1989), apoyada con
información de los pozos Apartadó-1, Turbo-1, Chigorodó-1, Urabá-1 y Necoclí-1 muestra
una espesa secuencia siliclástica no deformada apoyada sobre una unidad
vulcanoclástica y un basamento cristalino que en general se profundiza hacia el oriente a
partir del arco de Sautatá. El basamento se encuentra afectado por fallas normales, las
cuales generan una geometría de bloques levantados y hundidos alternantes que forman
pilares (horts) y fosas tectónicas (grabens). En las líneas sísmicas la relación entre las
estructuras del basamento y la unidad vulcanoclástica no es clara, aunque se puede
inferir que esta última unidad se encuentra afectada por dichas estructuras. En el sector
oriental, fallas de cabalgamiento colocan rocas del Cinturón Deformado del Sinú sobre
rocas del basamento, de la unidad vulcanoclástica y de la secuencia siliclástica de la
Cuenca de Urabá.
En las secciones sísmicas no se diferencia las rocas graníticas del Batolito de Mandé, de
las rocas volcánicas máficas de la corteza oceánica, lo que por el contrario si se puede
realizar con bastante precisión en las secciones definidas a partir de los campos
potenciales gravimétrico y magnético. Adicionalmente se puede diferenciar en estas
secciones la unidad vulcanoclástica que suprayace el basamento cristalino y la espesa
secuencia siliclástica captadas en los pozos exploratorios de la zona, así como un nivel de
depósitos recientes. La unidad vulcanoclástica presenta un espesor relativamente bajo, de
unos 800 a 1000 m, tanto en la cuenca de Urabá como en la cuenca del Atrato, mientras
que la secuencia siliclástica muestra un espesor mucho mayor que alcanza los 8500 m
aproximadamente en la cuenca de Urabá y de unos 10600 m en la cuenca del Atrato. La
unidad siliclástica puede ser dividida en una unidad de agua profunda y en una unidad de
7-18
agua somera acorde a Flinch (2003). La unidad de aguas profundas alcanza espesores,
máximo y mínimo del orden de 5300 m y 600 m en la cuenca de Urabá, en tanto que en la
cuenca del Atrato son de unos 8150 m y 1400 m respectivamente. La unidad de aguas
someras alcanza espesor máximo y mínimo de 3200 m y 300 m en la cuenca de Urabá,
mientras que en la cuenca del Atrato llega a unos 2450 m y 250 m respectivamente. Se
estima que los depósitos recientes pueden tener un espesor que no sobrepasa los 200 m.
En las secciones del sector sur de la zona de estudio, las fuertes anomalías magnéticas
negativas pueden indicar la presencia de shales de baja presión o de rocas de
susceptibiliadad magnética negativa como la dolomita, con susceptibilidades magneticas
en el rango de -12.5 a +44.o unidades SI. En los shales de baja presión puede haber
presencia de materiales diamagnéticos, que producen campos magnéticos opuestos al
campo aplicado. Al respecto Reynolds (1998) explica que en materiales diamagnéticos,
tales como la halita, todos los niveles electrónicos están completos, es decir, no hay
electrones sueltos (sin pareja). Cuando un campo magnético externo es aplicado a estos
materiales, los electrones empiezan a orbitar de tal forma que producen un campo
magnético opuesto al campo aplicado, dando así origen a una débil susceptibilidad
negativa.
El modelamiento inverso de las anomalías gravimétricas y magnéticas puede dar lugar a
varias interpretaciones, pero en general estas muestran que la unidad vulcanoclástica se
encuentra afectada por las fallas normales del basamento, de manera tal que esta unidad
pierde su continuidad en sentido horizontal y se localiza únicamente en los topes de los
altos estructurales y en el fondo de los bajos estructurales. Esta interpretación puede ser
complementada con la sugerencia de que las fallas que afectan el basamento cristalino se
proyectan “un poco” hacia arriba, cortando y desplazando en la vertical parte de los
estratos de la unidad de aguas profundas, dando en parte continuidad hacia arriba a los
altos y bajos estructurales del basamento.
La interpretación se presenta en las secciones 1 a 5, las cuales muestran que la unidad
de aguas profundas, se flexiona suavemente hacia abajo, indicando subsidencia de la
cuenca (Figuras 7.10 a 7.14). A medida que la cuenca experimentaba subsidencia, las
capas ya depositadas de la unidad de aguas profundas, se flexionaban suavemente hacia
abajo, generando espacio para que los nuevos sedimentos aportados a la cuenca se
depositaran o acomodaran, como lo indica en las secciones sísmicas las relaciones tipo
onlap de la secuencia siliclástica con los infrayacentes basamento oceánico y unidad
vulcanoclástica.
Las secciones muestran un sobresaliente alto estructural de basamento, intruído por
rocas graníticas del Batolito de Mandé, correspondiente al arco magmático de Sautatá (o
arco magmático de Mandé), cuya posición coincide con la de los cerros aislados que
emergen entre la llanura aluvial del río Atrato. En el sector sur de la zona de estudio, -en
inmediaciones de Belén de Bajirá-, tal como lo muestra la sección 1 (Figura 7.10), el alto
estructural se localiza en la parte central de la zona, no es muy amplio y separa dos
cuencas sedimentarias, correspondientes a la cuencas de Urabá y del Atrato. En sentido
sur-norte, como lo muestran las secciones 2 a 5 (Figuras 7.11 a 7.14), este alto estructural
se torna más amplio y se va desplazando progresivamente hacia el occidente, como
ocurre con el arco magmático de Sautatá y sus expresiones en superficie, representadas
por los cerros aislados que emergen en la llanura del valle bajo del río Atrato.
7-19
Además del cuerpo granítico que intruye el alto estructural central, la sección 1 (Figura
7.10) muestra dos cuerpos intrusivos adicionales localizados en los extremos occidental y
oriental. En sentido sur-norte, los cuerpos intrusivos central y occidental cambian de
tamaño y se van juntando, hasta unirse probablemente en la zona situada entre el caserío
El Cuarenta y la población de Unguía. Por el contrario, el cuerpo intrusivo oriental,
permanece prácticamente en la misma posición en las secciones 1 a 4 (Figuras 7.10 a
7.13), pero desaparece en la sección 5. Las secciones 2 y 3 (Figuras 7.11 y 7.12)
muestran que el cuerpo intrusivo oriental es afectado por la falla de cabalgamiento del
frente occidental del Cinturón Deformado del Sinú.
La sección 1 (Figura 7.10) muestra las cuencas de Atrato y Urabá, con amplitudes del
orden de 30 km cada una y profundidades hasta de 10600 m y 8500 m respectivamente.
Hacia el norte, las secciones restantes no muestran el extremo norte de la cuenca del
Atrato, situado al occidente del arco magmático de Sautatá (o de Mandé), debido a que
estas no se prolongan hacia el occidente, hasta inmediaciones de la zona de frontera con
Panamá. La cuenca de Urabá que aparece en todas las secciones, se torna angosta en la
sección 2 (Figura 7.11) y luego empieza a ampliarse y profundizarse progresivamente
hacia el norte, alcanzando una amplitud de mayor de 51 km y profundidad máxima de
13400 m en la sección 5 (Figura 7.14). La sección 1 (Figura 7.10) muestra una amplitud
mayor de la cuenca de Urabá que en la sección 2 (Figura 7.11), debido a que al sur de la
zona de estudio, el frente de fallas de cabalgamiento del borde occidental del Cinturón
Deformado del Sinú, gira “fuertemente” hacia el oriente para alcanzar la posición de la
Falla de Uramita en inmediaciones de Dabeiba. Contribuye a este hecho la existencia de
una falla de orientación general EEN, paralela al río Sucio, que separa el arco de Dabeiba
de la cuenca de Urabá.
El frente de fallas de cabalgamiento localizado al oriente de la zona de estudio también se
desplaza paulatinamente hacia el occidente, en forma casi paralela al arco magmático de
Mandé, siguiendo una dirección general NNW. Estas fallas afectan tanto la secuencia
siliclástica del Neógeno y del Paleógeno, como el basamento cretácico de carácter
oceánico de la Cuenca del Sinú.